Estudio geoquímico de los fluídos volcánicos e …...Deshielo (AD) neutras. Las aguas SVH presentan además altos valores relativos de F, señalando que actúan como condensadores

Di r ecci ó n:Di r ecci ó n: Biblioteca Central Dr. Luis F. Leloir, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires. Intendente Güiraldes 2160 - C1428EGA - Tel. (++54 +11) 4789-9293

Co nta cto :Co nta cto : [email protected]

Tesis Doctoral

Estudio geoquímico de los fluídosEstudio geoquímico de los fluídosvolcánicos e hidrotermales delvolcánicos e hidrotermales delComplejo Volcánico Copahue-Complejo Volcánico Copahue-

Caviahue y su aplicación para tareasCaviahue y su aplicación para tareasde seguimientode seguimiento

Agusto, Mariano Roberto

2011

Este documento forma parte de la colección de tesis doctorales y de maestría de la BibliotecaCentral Dr. Luis Federico Leloir, disponible en digital.bl.fcen.uba.ar. Su utilización debe seracompañada por la cita bibliográfica con reconocimiento de la fuente.

This document is part of the doctoral theses collection of the Central Library Dr. Luis FedericoLeloir, available in digital.bl.fcen.uba.ar. It should be used accompanied by the correspondingcitation acknowledging the source.

Cita tipo APA:

Agusto, Mariano Roberto. (2011). Estudio geoquímico de los fluídos volcánicos e hidrotermalesdel Complejo Volcánico Copahue-Caviahue y su aplicación para tareas de seguimiento.Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de Buenos Aires.

Cita tipo Chicago:

Agusto, Mariano Roberto. "Estudio geoquímico de los fluídos volcánicos e hidrotermales delComplejo Volcánico Copahue-Caviahue y su aplicación para tareas de seguimiento". Facultadde Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de Buenos Aires. 2011.

http://digital.bl.fcen.uba.ar

http://digital.bl.fcen.uba.ar

mailto:[email protected]

UNIVERSIDAD DE BUENOS AIRES

FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y NATURALES

DEPARTAMENTO DE CIENCIAS GEOLÓGICAS

╉Estudio geoquímico de los fluidos volcánicos e

hidrotermales del Complejo Volcánico Copahue – Caviahue y su aplicación para tareas de seguimiento╊

Tesis presentada para optar por el título de Doctor de la Universidad de Buenos Aires

en el área Ciencias Geológicas

MARIANO ROBERTO AGUSTO

Director: Alberto Tomás Caselli

Director Asistente: Franco Tassi

Buenos Aires, Abril 2011

I

““EEssttuuddiioo ggeeooqquuíímmiiccoo ddee llooss fflluuiiddooss vvoollccáánniiccooss ee hhiiddrrootteerrmmaalleess ddeell CCoommpplleejjoo VVoollccáánniiccoo

CCooppaahhuuee –– CCaavviiaahhuuee yy ssuu aapplliiccaacciióónn ppaarraa ttaarreeaass ddee sseegguuiimmiieennttoo””

RReessuummeenn

La Geoquímica de Fluidos (gases y aguas) es una disciplina de gran relevancia en el estudio de volcanes, debido a que permite determinar las características de los cuerpos magmáticos someros, su relación con el ambiente de generación profundo, e identificar variaciones en el grado de actividad del sistema en general. Cuando un volcán está en reposo, los gases continúan circulando a través del sistema de fracturas, mezclándose con aguas subterráneas y originando acuíferos hidrotermales, fumarolas, etcétera. Las perturbaciones del sistema se manifiestan mediante una serie de eventos y señales que involucran variaciones en la composición química de los fluidos que arriban a superficie (gases y aguas).

El volcán Copahue es el foco activo del Complejo Volcánico Copahue-Caviahue (CVCC), cuya dinámica y manifestaciones están controladas por un importante sistema volcánico-magmático-hidrotermal. Dentro de este complejo volcánico se producen también numerosas áreas geotermales con emisiones gaseosas y de aguas termales. El estudio de los fluidos desempeña un papel fundamental para la caracterización y entendimiento de la dinámica del sistema general. El presente trabajo de Tesis Doctoral tiene como objetivo general caracterizar las emisiones fluidas volcánicas e hidrotermales del CVCC, evaluando su aplicación para trabajos de seguimiento. Particularmente se busca determinar el origen y naturaleza de los constituyentes del fluido de las manifestaciones, y los procesos actuantes que controlan su composición, así como identificar los distintos subsistemas que conforman el sistema volcánico-magmático-hidrotermal general, y el tipo de interacción existente entre ellos. Finalmente se busca determinar un patrón de comportamiento del sistema a partir del cual se puedan identificar anomalías asociadas a perturbaciones del mismo, correlacionando señales identificadas mediante otras disciplinas, y de esta forma establecer una línea de base que pueda ser utilizada en futuros trabajos de monitoreo.

El trabajo se llevó adelante mediante el muestreo directo de gases y aguas, y la determinación de la composición química (inorgánica y orgánica) e isotópica de los mismos. La evaluación de las composiciones gaseosas indica una importante componente magmática que alimenta las manifestaciones, aunque estas se encuentran controladas por condiciones reductoras de un potente acuífero hidrotermal. Así las especies ácidas más importantes son el CO2 y H2S, donde la relación C/S permitió identificar áreas cercanas al edificio volcánico con mayor acidez. Las emisiones en general se caracterizan por altos valores relativos de CH4, H2 e hidrocarburos alcanos y aromáticos, consistente con el dominio hidrotermal. Se identificó un descenso de la relación N2/He con posterioridad al evento eruptivo del 2000, y junto con las altas relaciones isotópicas 3He/4He (las más altas registradas en los Andes hasta el momento) y los valores de δ13C-CO2, indican una activa conexión entre las cámaras magmáticas andesíticas someras y el ambiente magmático profundo de características mantélicas. Una inyección de fluidos profundos no evolucionados habrían actuado como disparadores del evento eruptivo del año 2000. Con respecto a las manifestaciones en fase líquida, se definieron subsistemas según aguas del Sistema Volcánico-Hidrológico (SVH) con alta acidez y bajos valores en la relación SO4/Cl, Aguas Calentadas por Vapor (ACV) con alta acidez y altos valores SO4/Cl y Aguas de Deshielo (AD) neutras. Las aguas SVH presentan además altos valores relativos de F, señalando que actúan como condensadores directos de gases volcánicos. Los isótopos estables (δ18O y δ2H) indican participación de aguas magmáticas en las SVH. Las ACV se encuentran y enriquecidas en NH4, señalando el fuerte control en la composición por parte del sistema hidrotermal subsuperficial.

A partir del seguimiento geoquímico realizado en el SVH se identificó un patrón de comportamiento estacional, sensiblemente afectado durante el periodo de anomalía térmica (AT) registrado con un marcado descenso de la temperatura en el cráter a mediados del año 2004. Este evento fue atribuido a una obturación del sistema de fracturas que alimenta la laguna cratérica por sobresaturación como consecuencia del arribo de fluidos profundos hiperconcentrados. Este evento estuvo asociado a una particular actividad sísmica y procesos de deflación. Se considera que este mecanismo sería el responsable de los eventos freáticos del volcán durante la década del 90. A partir de la información obtenida se desarrolló un modelo geoquímico conceptual del sistema volcánico-magmático-hidrotermal general. Este trabajo sienta las bases para futuros trabajos de monitoreo geoquímico de este sistema, y para la extensión a otros sistemas volcánicos activos cordilleranos.

II

““GGeeoocchheemmiiccaall ssttuuddyy ooff vvoollccaanniicc aanndd hhyyddrrootthheerrmmaall fflluuiiddss ffrroomm tthhee CCooppaahhuuee –– CCaavviiaahhuuee

VVoollccaanniicc CCoommpplleexx aanndd iittss aapppplliiccaattiioonn ttoo vvoollccaannoo mmoonniittoorriinngg ppuurrppoosseess””

AAbbssttrraacctt

Geochemistry of fluids (gases and water) is a discipline of great importance in the study of active volcanoes, allowing to determine the characteristics of shallow magmatic bodies, their relationship with the deep environment of magma generation, and to identify changes on the system behavior. In a quiescent volcano, fluid circulation continues through the fracture system, interacting with meteoric waters and generating hydrothermal ground waters, fumaroles, etc. System disturbances are expressed by different kind of signals that involve changes on chemical composition of the fluids reaching at surface.

Copahue volcano is the main active center of the Copahue-Caviahue Volcanic Complex (CVCC), whose dynamic and emissions are controlled by the development of an important volcanic-magmatic-hydrothermal system. Within this complex several geothermal areas are recognized, characterized by gas emissions and thermal waters. Fluid researches play a crucial role in characterizing and understanding the dynamic of these systems. This PhD thesis aims to characterize volcanic and hydrothermal fluid emissions of CVCC, and to evaluate the applicability of the acquire data for monitoring purposes. In particular this work tries to determine the origin and nature of fluid components from the discharges, the processes that control their composition, also to recognize the different subsystems in the volcanic-magmatic-hydrothermal general system and to identify the interaction between them. Finally, this work seeks to determine a pattern of behavior of the system in order to detect anomalies associated with system disturbances, validate it by crosschecking with identified signals from other disciplines, and establish a background for future monitoring works.

This research was carried out by direct sampling of fluids (gases and waters), and determining the chemical (organic and inorganic) and isotopic composition. The evaluation of gas composition shows a significant magmatic component feeding the emissions, although these conditions are controlled by reduced conditions determined by a thick hydrothermal aquifer. The most important acidic species are CO2 and H2S, the C/S ratio allow us to determine higher acidic areas near the volcano edifice. Generally, the emissions are characterized by high relative values of CH4, H2, alkanes and aromatic hydrocarbons, which is consistent with the hydrothermal domain. A strong decrease in N2/He was detected after the 2000 eruption. This variation together with the high 3He/4He ratio registered at this area (the highest registered on the Andes until present) and δ13C-CO2 values, suggest an active connection between the shallow andesitic magma chamber and the deep magmatic-mantle system. An injection of deep non-evolved magmatic fluids could have triggered the eruptive activity on 2000. According to liquid phase emissions, different subsystems were defined: waters from volcanic-hydrologic system (SVH) characterized by high acidity and low SO4/Cl values; steam heated waters (ACV) with high acidity and high SO4/Cl values; and snow melted waters (AD) with neutral characteristics. SVH waters have high relative values of F, showing that they act as condensers for volcanic gases. Stable isotopes (δ18O and δ2H) point out magmatic waters contribution on SVH. ACD waters are enriched in NH4, indicating a strong control on composition from the subsurface hydrothermal system.

The study performed on the SVH system allow us to identified a seasonal behavior significantly affected during the thermal anomalous period (AT), registered by a strong decrease in temperature from the crater lake in the middle of 2004. This event was interpreted to be caused by sealing of the fracture system that feeds the Crater Lake, due to oversaturation as a consequence of the uprising of highly-concentrated (brines) deep fluids. This anomaly was also registered by a particular seismic activity and a deflation period. This mechanism is considered to be responsible for the phreatic events that took place on CVCC during 90‟s. A conceptual geochemical model for the general volcanic-magmatic-hydrothermal system was constructed from the information obtained by this research. This work establishes the principles for future geochemical monitoring at Copahue and other active volcanic systems from the Andes.

III

AAGGRRAADDEECCIIMMIIEENNTTOOSS

Quiero agradecer, porque aún ante la injusticia que pueda cometer olvidando a alguien, cada persona o grupo que aquí menciono participó y colaboró a su modo para que esta tesis “llegara a buen puerto”, y aunque tal vez muchos de ellos no se dieran cuenta su participación en este trabajo y en mi vida fueron fundamentales para que todo esto pudiera llevarse a cabo.

Quiero manifestar mi agradecimiento a la Universidad de Buenos Aires que permitió el desarrollo de este trabajo de investigación y mi sustento personal durante su realización mediante los programas de subsidios y becas doctorales UBACyT X018 y X040, desde el año 2004 y hasta la actualidad. Del mismo modo quiero agradecer a toda la “educación pública y gratuita”, responsable de mi formación desde preescolar hasta el actual doctorado, y al actual modelo de gobierno nacional que favorece el desarrollo de políticas de educación e investigación, cuestión ineludible para el progreso de cualquier país y habitualmente relegada en estas latitudes.

Quiero agradecer principalmente en el plano profesional, y especialmente personal, a mi director Alberto Caselli por su confianza y apoyo incondicional durante todos estos años de trabajos, y por su capacidad y entusiasmo para generar permanentemente nuevos caminos de trabajo. Quiero agradecer y destacar también el apoyo y toda la ayuda de mi director asistente Franco Tassi, de la Universidad de Florencia (Italia), por toda su dedicación y tiempo empeñado en el análisis y discusión durante el desarrollo de esta investigación. De igual manera, extender mi agradecimiento a Orlando Vaselli y amigos de la Universidad de Florencia por su buena predisposición, colaboración y amistad especialmente durante mi estadía en dicha universidad.

Agradezco a los jurados designados que evaluaron esta tesis Héctor Ostera, Patricia Sruoga e Iván Petrinovic, por su buena predisposición y porque sus sugerencias y comentarios fueron enriquecedoras tanto para este trabajo como para lo que continua.

Es importante para mí destacar la ayuda y dedicación de muchas personas de esta Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, que aportaron a mi formación con sus conocimientos y a este trabajo en particular facilitando materiales, instalaciones y la posibilidad de realizar análisis en sus respectivos laboratorios. Entre ellos, especialmente a María do Santos Afonso y los chicos del laboratorio de Química de Aguas (José Luis, Alcira y Romina) por las horas de análisis que me han aguantado allí y la permanente buena predisposición para toda duda o requerimiento que surgiera, y también a Horacio Bogo y la gente del laboratorio de Cromatografía Gaseosa e Iónica, todos ellos del INQUIMAE. Agradezco también la colaboración de Ana Fazio del laboratorio de Análisis de Rocas del departamento de Ciencias Geológicas por su buena predisposición para atender mis dudas y colaborar con el preparado de materiales previo a las campañas.

Para la realización de este trabajo fue necesario la realización de numerosas campañas a la región de Caviahue y Copahue, donde muchas personas han aportado enormemente y continúan haciéndolo, conmigo y mis compañeros, con su colaboración y buena predisposición para el desarrollo de nuestros trabajos de investigación. Entre ellos quiero destacar a Rubén y Patricia y los amigos del Refugio de Caniche en la localidad de Caviahue, y a Ana Monaterio del Ente de Termas en la localidad de Copahue por su apoyo, colaboración y amistad.

En el plano personal quiero resaltar mi agradecimiento a la carrera por las amistades que me ha permitido hacer, los compañeros con quienes compartimos la carrera, los pasillos y los fines de semana de futbol, y varios docentes también. Quiero agradecer especialmente a mis compañeros de oficina y del GESVA, a Cintia con quien arrancamos juntos desde hace ya más de 7 años, y a los que en distintas etapas han estado y participado en distintas campañas, Pablo, Gabriel, Nico, Ernesto y Sebastián.

A mi familia, los de Río Negro y los de acá de Buenos Aires, mis viejos, mis tíos, mis abuelas, mis hermanas y mis primos, por su cariño, confianza y porque han sido un permanente apoyo para todo lo que he encarado en mi vida. A la familia Vélez y la familia en La Pampa, porque sin darme cuenta nos hemos transformado en familia y me han hecho sentir uno más de ellos.

Y finalmente mi más grande agradecimiento para Laura, por su amor, por su aguante, por estar siempre, y por formar parte y estar detrás de todo lo que logro llevar adelante.

ÍNDICE GENERAL MARIANO R. AGUSTO

RESUMEN ............................................................................................................................. I

ABSTRACT ......................................................................................................................... II

AGRADECIMIENTOS .................................................................................................... III

1. INTRODUCCIÓN ............................................................................................................ 1

1.1 Naturaleza del trabajo e implicancias de la investigación ............................................ 2

1.2 Objetivos ....................................................................................................................... 5

1.3 Ubicación del área de estudio ....................................................................................... 6

1.4 Características generales de la región de estudio .......................................................... 7

1.5 Clima ............................................................................................................................. 8

1.6 Estructura de la Tesis .................................................................................................... 9

2. MARCO REGIONAL .................................................................................................... 10

2.1 Marco Tectónico y Geología Regional ....................................................................... 11

2.1.1 Unidades Morfoestructurales Regionales .................................................................... 14

2.1.2 Evolución tectonoestratigráfica de la región............................................................... 20

2.2 Geología local ............................................................................................................. 24

2.2.1 Unidades volcanoestratigráficas del Complejo volcánico Copahue-Caviahue ...... 25

2.2.1.1 Formación Hualcupen ….……………………………………………………………………………………25

2.2.1.2 Secuencia volcánica Las Mellizas.……….…………………………………………………………………26

2.2.1.3 Ignimbritas Riscos Bayos..………………………………………………………………………………………28

2.2.1.4 Flujos de lava de Trolope.………….……………………………………………………………………………29

2.2.1.5 Secuencia volcánica Copahue…………………………………………………………………………………29

2.2.1.6 Domo Pucón Mahuida…...………………………………………………………………………………………32

2.2.1.7 Cerro Bayo……………………..………………………………………………………………………………………32

2.3 Historia eruptiva reciente del volcán Copahue ........................................................... 35

2.4 El sistema Volcánico-Magmático-Hidrotermal .......................................................... 36


2.4.1 El edificio volcánico ........................................................................................................ 36

2.4.2 Las áreas geotermales ...................................................................................................... 38

2.4.2.1 Termas de Copahue……….…………………………………………………………………………………………39

2.4.2.2 Las Máquinas………………...…………………………………………………………………………………………41

2.4.2.3 Las Maquinitas………..…….…………………………………………………………………………………………43

2.4.2.4 Anfiteatro………………….………………………………………………………………………………………………44

2.4.2.5 Chanco-co………………….…..…………………………………………………………………………………………45

3. MARCO TEÓRICO ....................................................................................................... 47

3.1 Las manifestaciones fluidas de los sistemas volcánicos y magmático hidrotermales 48

3.2 Evolución de los fluidos de los sistemas volcánicos y magmático hidrotermales ...... 51

3.2.1 Ingreso de volátiles al sist. profundo, desgasado magmático y reciclado ......... 52

3.2.2 Procesos que controlan la evolución química de los fluidos en ascenso ........... 59

3.2.2.1 Procesos que controlan el potencial redox y la acidez ............................... 61

3.2.2.2 Relación agua/roca y el tiempo de residencia de los fluidos ...................... 71

3.3 Los componentes mayoritarios de la fase fluida (gases y aguas) ............................... 73

3.3.1 Compuestos reactivos, conservativos y concepto de movilidad ....................... 74

3.3.2 Origen y contenidos relativos del N2 ................................................................. 75

3.3.3 Origen y contenidos relativos del Ar y He ........................................................ 77

3.3.4 Origen y contenidos relativos del Ne ................................................................ 81

3.3.5 Origen y contenidos relativos del H2O .............................................................. 82

3.3.6 Origen y contenidos relativos del CO2 .............................................................. 85

3.3.7 Origen y contenidos relativos de CH4 y CO ...................................................... 88

3.3.8 Origen y contenidos relativos de hidrocarburos (HC) ....................................... 91

3.3.9 Origen y contenidos relativos de las especies de S (SO2 y H2S) ....................... 94

3.3.10 Origen y contenidos relativos de Cl y otros halógenos ................................... 99


3.3.11 Composición de la fase líquida de las manifestaciones .................................... 101

3.3.11.1 Aniones ............................................................................................................... 103

3.3.11.2 Cationes .............................................................................................................. 106

4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS ................................................. 109

4.1 Consideraciones Generales ....................................................................................... 110

4.2 Metodologías e instrumental de muestreo ................................................................ 110

4.2.1 Muestreo de emisiones gaseosas ..................................................................... 111

4.2.1.1 Ampollas de muestreo .............................................................................. 111

4.2.1.2 Preparación y carga de la solución alcalina .............................................. 112

4.2.1.3 Descripción del muestreo con ampollas ................................................... 113

4.2.1.4 Muestreo de fase gaseosa en fumarolas .................................................... 114

4.2.1.5 Muestreo de gases en aguas burbujeantes ................................................ 118

4.2.2 Fase líquida ...................................................................................................... 120

4.3 Metodologías e instrumental de análisis ................................................................... 121

4.3.1 Análisis de las emisiones gaseosas .................................................................. 122

4.3.1.1 Análisis de los compuestos de fase gaseosa en las ampollas ................... 122

4.3.1.2 Análisis de los compuestos gaseosos en la fase líquida de la ampolla ..... 126

4.3.1.3 Análisis de los compuestos gaseosos en la fase sólida de la ampolla ...... 127

4.3.1.4 Análisis de los compuestos gaseosos condensados en fase líquida .......... 128

4.3.2 Reconstrucción de la composición original del gas......................................... 129

4.3.3 Análisis de isótopos de las emisiones gaseosas ............................................... 130

4.3.3.1 Determinación de isótopos de He y Ar en las emisiones gaseosas .......... 130

4.3.3.2 Determinación de isótopos de C en CO2 .................................................. 131

4.3.4 Análisis de aguas ............................................................................................. 131

4.3.5 Análisis de isótopos en agua ............................................................................ 131


4.3.5.1 Determinación de isótopos de 18O/

16O y 2H/1H en aguas y condensados 131

5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA ......................................................................... 133

5.1 La composición de las emisiones gaseosas ............................................................... 134

5.1.1 Descripción de la composición química de las emisiones gaseosas .................. 134

5.1.2 Descripción de la composición isotópica de las emisiones gaseosas ................ 139

5.2 Análisis y caracterización de las emisiones gaseosas ............................................... 139

5.2.1 Análisis de la composición química de las emisiones gaseosas ......................... 141

5.2.2 Análisis de la composición isotópica de la fase gaseosas ................................. 155

6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA .......................................................................... 162

6.1 La composición de la fase líquida (aguas superficiales) ........................................... 163

6.1.1 Descripción de la composición química de las aguas superficiales ................... 163

6.1.2 Descripción de la composición isotópica de las aguas superficiales ................. 168

6.2 Análisis y caracterización de la fase líquida ............................................................. 169

6.2.1 Análisis de la composición química de las aguas superficiales.......................... 170

6.2.2 Análisis de la composición isotópica de las aguas superficiales ....................... 184

7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO ..................................................... 188

7.1 Evolución de la composición de las aguas a lo largo del SVH ................................. 190

7.2 Variaciones temporales de la composición de las aguas del SVH ............................ 195

7.3 Modelo conceptual del sistema volcánico-magmático-hidrotermal ......................... 214

7.4 Discusión intervalo AT – correlación con sismología y deformación ...................... 217

8. CONCLUSIONES ........................................................................................................ 222

REFERENCIAS ............................................................................................................... 247

ANEXOS

INDICE FIGURAS MARIANO R. AGUSTO

CAPÍTULO 1 – INTRODUCCIÓN

Figura 1.01 Ubicación del área de estudio .......................................................................... 7

CAPÍTULO 2 – MARCO REGIONAL

Figura 2.01 Marco tectónico regional ............................................................................... 12

Figura 2.02 Detalle de la Zona Volcánica Sur .................................................................. 14

Figura 2.03 Principales unidades morfoestructurales de la región ................................... 16

Figura 2.04 Anomalía astenosférica en torno a los 38°S .................................................. 24

Figura 2.05 Columna estratigráfica local .......................................................................... 33

Figura 2.06 a) Mapa Geológico b) Esquema estructural .................................................. 34

Figura 2.07 Fotografía del edificio volcánico y vertientes ............................................... 37

Figura 2.08 Mapa de la localidad de Copahue .................................................................. 39

Figura 2.09 Fotografía del área geotermal Termas de Copahue ....................................... 40

Figura 2.10 Fotografía del área geotermal Las Máquinas ................................................ 42

Figura 2.11 Fotografía del área geotermal Las Maquinitas .............................................. 43

Figura 2.12 Fotografía del área geotermal Anfiteatro ...................................................... 44

Figura 2.13 Fotografía del área geotermal Chancho-co .................................................... 46

CAPÍTULO 3 – MARCO TEÓRICO

Figura 3.01 Esquema idealizado de un sistema volcánico hidrotermal ............................ 49

Figura 3.02 Efectos de la exsolución de vapor en la composición de volátiles ................ 53

Figura 3.03 Valores de RH para gases de alta temperatura ............................................... 63

Figura 3.04 Buffer redox en sistema hidrotermal líquido dominado ................................ 65

Figura 3.05 Diagrama de control de acidez en función de temperatura ........................... 68

Figura 3.06 Contenidos relativos de N2, He y Ar ............................................................. 79

Figura 3.07 Diagrama ternario Ar-N2/100-1000Ne para volcán Turrialba ....................... 82

Figura 3.08 Valores de Deuterio en sistemas de subducción ............................................ 85


Figura 3.09 Contenidos relativos de H2O, CO2 y He ........................................................ 87

CAPÍTULO 4 – METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS

Figura 4.01 Fotografías de ampollas para el muestreo de gases ..................................... 112

Figura 4.02 Fotografía de bomba de vacío ..................................................................... 113

Figura 4.03 a) Esquema de muestreo en fumarolas de alto flujo b) Fotografía .............. 116

Figura 4.04 a) Esquema de muestreo en fumarolas de baja T° b) Fotografía ................. 117

Figura 4.05 a) Esquema de muestreo de condensados b) Fotografía .............................. 118

Figura 4.06 a) Esquema de muestreo en aguas burbujeantes b) Fotografía .................... 119

Figura 4.07 Envases para el muestreo de aguas .............................................................. 121

CAPÍTULO 5 – ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA

Figura 5.01 Cuadro de referencias .................................................................................. 140

Figura 5.02 Diagrama H2S-CO2-HCl .............................................................................. 141

Figura 5.03 Diagrama 10He-N2/100-Ar ......................................................................... 143

Figura 5.04 Diagrama 1000Ne-O2/10-Ar ....................................................................... 145

Figura 5.05 Diagrama 1000Ne-N2/100-Ar ..................................................................... 147

Figura 5.06 Diagrama 100He-N2(exc)-CH4 ...................................................................... 148

Figura 5.07 Diagrama 1000He-N2(exc)-CO2/100 ............................................................. 150

Figura 5.08 Diagrama Aromáticos-Alquenos*10-Alcanos ............................................. 151

Figura 5.09 Diagrama H2S/CO2 vs C6H6/CH4 ................................................................ 153

Figura 5.10 Diagrama 3He*106 – N2 – 4He*2 ................................................................. 156

Figura 5.11 Diagrama δ13C-CO2 vs CO2/ 3He ................................................................ 159

CAPÍTULO 6 – ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA

Figura 6.01 Cuadro de referencias .................................................................................. 169

Figura 6.02 Diagrama ternario SO4-Cl-HCO3 ................................................................ 170

Figura 6.03 Diagrama binario SO4-Cl ............................................................................ 176


Figura 6.04 Diagrama ternario F-SO4/Cl-NH4 ................................................................ 178

Figura 6.05 Diagrama ternario Mg-Ca-Na+K ................................................................ 180

Figura 6.06 Diagrama binario δ18O – δ2H ...................................................................... 185

Figura 6.07 Diagrama binario δ18O - Cl ......................................................................... 187

CAPÍTULO 7 – SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO

Figura 7.01 Recorrido del sistema volcánico - hidrológico ............................................ 191

Figura 7.02 Variación de conductividad y pH a lo largo del río Agrio .......................... 194

Figura 7.03 Fotografías de la evolución de la laguna cratérica ...................................... 196

Figura 7.04 Salinidad de las aguas de los miembros que constituyen el SVH ............... 197

Figura 7.05 Esquema zonado del sistema cráter - vertientes .......................................... 198

Figura 7.06 Salinidad Cráter ........................................................................................... 199

Figura 7.07 Salinidad Vertientes ..................................................................................... 200

Figura 7.08 Salinidad río Agrio ...................................................................................... 201

Figura 7.09 Aniones/ SO4 y Cationes/SO4 para SVH ..................................................... 202

Figura 7.10 Dibujo del volcán Copahue durante la erupción de 1992 ............................ 205

Figura 7.11 Anión/Cl y Catión/Cl para SVH .................................................................. 206

Figura 7.12 Variaciones de cationes en río Agrio ........................................................... 208

Figura 7.13 Variaciones de Mn y B en río Agrio ........................................................... 209

Figura 7.14 Variaciones de aniones en río Agrio ........................................................... 211

Figura 7.15 Precursores .................................................................................................. 213

Figura 7.16 Mapa de velocidad de deformación por interferometría diferencial ........... 215

Figura 7.17 Modelo conceptual del sistema volcánico-magmático-hidrotermal ............ 219

INDICE TABLAS MARIANO R. AGUSTO

Tabla 4.1 Especies orgánicas y tiempos de retención ..................................................... 125

Tabla 4.2 Métodos analíticos para gases condensados ................................................... 128

Tabla 4.3 Método analítico para fases líquidas ............................................................... 128

Tabla 7.1 Ubicación del área de estudio ......................................................................... 190

ANEXOS

Tabla A.1 Temperatura de emisión (°C) y composición química de las emisiones

gaseosas de las distintas áreas geotermales.

Tabla A.2 Temperatura de emisión (°C) y composición isotópica de las emisiones

gaseosas seleccionadas de las distintas áreas geotermales. δ13C en CO2 (‰

V-PDB).

Tabla A.3 Temperatura de emisión (°C) y composición química en base anhidra (gas

seco) de las emisiones gaseosas de las distintas áreas geotermales.

Tabla B Temperaturas de emisión (° C), valores de pH y conductividad (SC, mS/cm),

composición química e isotópica (δ18O y δD, ‰V-SMOW) de las distintas aguas

de la región.

Tabla C Datos de temperatura media anual máxima y mínima (°C) y precipitaciones

mensuales para el intervalo 2003-2007.

CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN MARIANO R. AGUSTO

1

CAPÍTULO 1.

INTRODUCCIÓN

テワユヴヵユヤモヱíヵヶロヰリワヵンヰュヶヤヵヰンリヰヴユヱンユヴユワヵモワロモヴヤモンモヤヵユンíヴヵリヤモヴ

generales del estudio desarrollado, los objetivos principales y

ユヴヱユヤíョリヤヰヴ, y se describe la estructura de la tesis. Se describen

ヵモヮャリéワロモヴヤモンモヤヵユンíヴヵリヤモヴヨユワユンモロユヴュユロモンユヨリóワュヰワュユヴユンユモロリコ゚ó ユロ

presente trabajo.


2

1.1.- Naturaleza del trabajo e implicancias de la investigación

En la actualidad la volcanología es una disciplina que cuenta con especialistas de

diferentes ramas, que dedican su trabajo al estudio integral de un volcán, aplicando

conocimientos de Geología, Sismología, Geoquímica, entre otros. En dicho estudio, los

métodos geoquímicos fueron incrementando su reputación debido a que permiten determinar

las características de los cuerpos magmáticos someros, su relación con el ambiente de

generación magmático profundo, e identificar variaciones en el grado de actividad del sistema

en general. Actualmente, a pesar de la gran cantidad de volcanes a lo largo de la cordillera de

los Andes, pocos son los volcanes activos andinos que están siendo vigilados y la mayoría de

ellos no han sido estudiados desde el punto de vista geoquímico.

En el año 2000 la erupción del volcán Copahue sorprendió a los pobladores de la

cercana localidad de Caviahue, por la falta de información y seguimiento de las condiciones

de actividad del edificio volcánico (Delpino y Bermúdez 2002; Naranjo y Polanco 2004).

Desde el 2000 algunos grupos de investigación se dedicaron al estudio de los productos

volcánicos, pero no al análisis y seguimiento de las señales de actividad volcánica del sistema

(sismología, geoquímica, deformación, etc.). En este sentido, desde el año 2004 se está

trabajando en el tema en forma multidisciplinaria en los distintos campos de la volcanología.

Entre estos, se ha puesto especial atención en la disciplina que involucra a la geoquímica de

las manifestaciones de fluidos volcánicos (gases fumarólicos y aguas termales), debido a que

el estudio de estas emisiones permite caracterizar el estado del sistema y dar un aporte

invalorable en el seguimiento periódico de los volcanes activos (Giggenbach y Glover 1975;

Takano 1987; Brown et al. 1991, Rowe et al. 1992; Varekamp et al., 2000; entre otros).

Los fluidos representan el medio de reacción por excelencia, que permite que los

componentes de un sistema interactúen entre sí y sean transportados para interactuar con los

de otros sistemas (Ellis y Mahon, 1977; Giggenbach, 1997). Desde el temprano desarrollo de

la geoquímica aplicada al conocimiento de la naturaleza, se señalaba la importancia de este

medio con una frase que decía “muy poco sucedería si no hubiera fluidos” (Agricola, 1556).

Durante los siglos XVIII y XIX ya se reconocía que los componentes volátiles (especialmente

H2O y CO2), desempañaban un rol fundamental en el ascenso de magmas a superficie y en la

generación de erupciones explosivas (Dolomieu, 1788; Spallanzani, 1792; Sainte-Claire

Deville, 1856). A principios del siglo XX, el volcanólogo T.A. Jaggar, fundador del Hawaiian

Volcano Observatory, daba testimonio de la importancia de los gases magmáticos en el

control de los fenómenos volcánicos explosivos (Jaggar, 1940). Actualmente, desde el estudio


3

de las Ciencias de la Tierra, se identifica a la presencia de fluidos como uno de los factores

más importantes que controlan el desarrollo de los procesos, a escalas que van desde la micro

a la macro geología.

En el caso particular del volcán Copahue (37°45.35‟ S, 71°11‟ O), este edifico

representa el actual centro de actividad del Complejo Volcánico Copahue-Caviahue (CVCC),

que conforma la depresión de Caviahue, denominada Caldera del Agrio o Caviahue por

distintos autores, cuya dinámica y manifestaciones se encuentran controladas por un

importante sistema volcánico-magmático-hidrotermal (Pesce, 1989; JICA, 1992; Mas et al.,

1996; Martini et al., 1997; Linares et al., 1999; Folguera y Ramos, 2000; Panarello, 2000;

Varekamp et al., 2006; Melnick et al., 2006; entre otros). La actividad de este sistema se

refleja no solo a través del edificio volcánico, sino también mediante numerosas áreas

geotermales que se manifiestan (con emisiones gaseosas y aguas termales) dentro del

mencionado complejo volcánico. De esta manera, el estudio de los fluidos desempeña un

papel fundamental para la caracterización y entendimiento de la dinámica del sistema general.

Entre las distintas disciplinas relacionadas al estudio de fluidos en ambientes

volcánicos y geotermales, la geoquímica de fluidos resulta la más adecuada para la

determinación de sus características, origen y evolución, mediante la evaluación de los datos

de la composición química (tanto orgánica como inorgánica) e isotópica de los mismos

(Giggenbach, 1980; Symmonds et al., 1994; Giggenbach, 1997; Chiodini y Marini, 1998;

Arnorsson, 2000). Así, la geoquímica de fluidos brinda información sobre la “historia del

fluido” en consideración, desde su formación hasta su emisión en superficie.

La principal ventaja de este campo de la geoquímica, con respecto a otras disciplinas

dedicadas a estudio del ambiente desde donde se produce la emisión del fluido, reside en que

se basa en el estudio de productos que están siendo emitidos en el mismo momento del

muestreo. De esta forma, evaluando el caso de sistemas volcánicos, mediante la geoquímica

de fluidos se puede conocer el estado de actividad actual del sistema, situación que no es

posible con otras disciplinas como la mineralogía, petrología o sedimentología de material

piroclástico, ya que trabajan sobre material emitido cuando menos en tiempos históricos (sino

miles a millones de años), entregando solo información de las condiciones existentes cuando

esos productos fueron emitidos. En este sentido, la frecuencia de emisión de fases sólidas

volcánicas, lavas y piroclastos, es mucho menor comparado con la continua emisión de gases

y aguas termales que manifiestan gran parte de los centros volcánicos activos. De hecho, el


4

objetivo final en la mayoría de los casos, es justamente prever a través de los fluidos el arribo

de fases sólidas, es decir, el evento eruptivo.

Tomando en consideración lo planteado, la geoquímica de fluidos se transforma en

una herramienta fundamental para la comprensión de los procesos involucrados en la

generación y transporte de los fluidos emitidos desde sistemas volcánico y geotermales, y por

lo tanto primordiales para el conocimiento del sistema en general y su aplicación a trabajos de

monitoreo. Además, cabe destacar que la importancia de este campo de la volcanología se

multiplica cuando se relacionan las variaciones del registro geoquímico con la sismicidad y la

deformación del edificio volcánico.

No se hallan antecedentes relacionados a este tema específico en el país, salvo unos

pocos trabajos realizados entre los que se destacan lo efectuado por Martini et al. (1997),

Panarello (2000), Mas et al. (2000) y una serie de informes inéditos pertenecientes al Ente

Provincial de Termas de la provincia de Neuquén, en todos los casos aplicados al estudio

geotérmico en áreas aledañas al volcán Copahue. Con respecto a la geoquímica del sistema

hidrotermal, asociado al edificio volcánico, Varekamp et al. (2001 y 2004) realizaron estudios

pero nuevamente sin una aplicación tendiente al análisis y seguimiento de señales que

indiquen reactivaciones del sistema volcánico.

Para desarrollar un trabajo tendiente a establecer un seguimiento de la actividad

volcánica, el estudio debe plantearse en dos líneas: conocer al volcán a través de su historia

eruptiva y establecer la fase de actividad actual mediante estudios sismológicos y

geoquímicos, entre otros. Cuando un volcán está en reposo, la mayor parte de la actividad se

debe a la circulación de los gases a través del sistema de fracturas, mezclándose con aguas

meteóricas o subterráneas originando acuíferos hidrotermales, fumarolas, etcétera. Así, las

características químico-físicas de las emisiones de gas y de las aguas termales que

observamos en estos ambientes, no son otra cosa que el resultado de una larga serie de

interacciones de tipo sólido-líquido, sólido-gaseoso y líquido-gaseoso, entre los componentes

profundos (magmáticos y roca hospedante) y superficiales (hidro-atmosféricos). Cuando hay

perturbaciones del sistema, este se manifiesta generalmente mediante una serie de eventos y

señales que involucran variaciones en la composición química de los fluidos que arriban a

superficie (gases y aguas).

El gran desafío de la geoquímica de fluidos en estos días, es la comprensión de los

procesos y factores que intervienen y condicionan la dinámica particular de cada sistema

activo, buscando las claves que permitan utilizar las variaciones producidas en la química de


5

los fluidos, para trabajos de seguimiento y monitoreo el sistema en forma conjunta con otras

disciplinas volcanológicas. Contribuyendo así, en la detección anticipada de señales anómalas

que puedan ser aplicados como precursores eruptivos para brindar alertas tempranas de

actividad volcánica.

En relación con lo presentado, se plantean para el área de estudio una serie de

interrogantes fundamentales para la comprensión del comportamiento de los fluidos en

particular y del sistema volcánico-magmático-hidrotermal en general que alimenta las

manifestaciones de la zona en cuestión: ¿qué procesos controlan el origen y naturaleza de los

fluidos en las distintas áreas con manifestaciones de la región (volcán Copahue y áreas

geotermales)?, ¿cómo operan estos procesos en la dinámica del sistema general?, ¿como

afectan el estado de actividad del sistema?, ¿son indicadores de cambios en el estado de

actividad? En el caso que sean indicadores de cambios en el estado de actividad ¿es posible

determinar un patrón de comportamiento estable, a partir del cual identificar cambios

significativos del estado de actividad?, ¿estos cambios, se pueden correlacionar con señales

identificadas mediante otras disciplinas? En relación con las características geológicas del

área ¿qué relación existe entre los controles geológicos locales (estructurales y petrológicos) y

las emisiones?, ¿y con los regionales, marco tectónico y el ambiente profundo de generación

de magmas?

De acuerdo con los interrogantes planteados, el presente trabajo de Tesis Doctoral

tratará sobre el estudio para la caracterización y seguimiento de las manifestaciones fluidas de

la región del volcán Copahue, mediante técnicas geoquímicas para la evaluación de fluidos

volcánicos y geotermales.

1.2.- Objetivos

Para el presente trabajo de Tesis Doctoral se pueden destacar un objetivo general, y

una serie de objetivos específicos asociados al principal.

Como objetivo principal de esta tesis se identifica:

Caracterizar las emisiones fluidas volcánicas e hidrotermales del Complejo Volcánico

Copahue-Caviahue, evaluando su aplicación para trabajos de seguimiento.


6

Como objetivos específicos se indican:

- determinar el origen y naturaleza de los constituyentes del fluido de los distintos tipos

de manifestaciones de la región y los procesos actuantes que controlan su composición.

- identificar los distintos subsistemas que conforman el sistema volcánico-magmático-

hidrotermal general y el tipo de interacción existente entre ellos.

- evaluar la relación entre los controles geológicos (estructurales y petrológicos) de la

zona y las características de las emisiones.

- evaluar la relación existente entre el sistema magmático somero y el ambiente

profundo de generación magmática, teniendo en consideración el esquema geotectónico

regional.

- determinar un patrón de comportamiento del sistema a partir del cual identificar

anomalías asociadas a perturbaciones del mismo, correlacionando eventos del sistema con

variaciones geoquímicas y señales identificadas mediante otras disciplinas.

- establecer una línea de base (datos e información) que pueda ser utilizada en futuros

trabajos de monitoreo.

1.3.- Ubicación del área de estudio

El área de estudio que conforma el Complejo Volcánico Copahue-Caviahue, es

conocido como Caldera del Agrio o Caviahue. Esta zona se encuentra situada en el sector NO

de la provincia de Neuquén dentro del departamento de Ñorquin, cuya ciudad cabecera es El

Huecú, con una población total de 4.628 habitantes, según el censo de 2001. El área de

estudio forma parte del Parque Provincial Copahue que limita hacia el oeste con la República

de Chile (Fig. 1.1). El volcán Copahue particularmente, se encuentra ubicado en el borde

oeste de la caldera y del parque provincial, en la frontera con Chile.

Dos localidades se encuentran ubicadas dentro del área de estudio, Caviahue y

Copahue. Ambas son villas turísticas con una población estable de 475 habitantes según datos

del INDEC del 2001. Caviahue es una población estable situada a orillas del lago homónimo,

a una altitud de alrededor de 1.660 m s.n.m, y a unos 8 km al este del volcán Copahue. Por

otro lado, la villa de Copahue es un complejo termal que no permanece abierto todo el año, y

se sitúa a unos 5 km hacia el NE del volcán homónimo, a una altitud aproximada de 2.000 m

s.n.m. El acceso y explotación de esta villa se realiza solo entre los meses de noviembre y


7

abril, debido a que durante los restantes meses del año la zona es cubierta en su totalidad por

las precipitaciones níveas.

Figura 1.1 - Mapa de ubicación del área de estudio.

1.4.- Características generales de la región de estudio

La zona en la que se desarrolló el presente trabajo se ubica dentro de la depresión de

Caviahue, el accidente topográfico más significativo de la región. Esta depresión o bajo,

presenta 21 km de largo por 15 km de ancho y una profundidad variable que oscila entre los

400 m en el sector SE hasta 700 m en el norte. El piso de la misma, en su porción más baja, se

encuentra a una altitud de 1.500 m s.n.m. con una serie de desniveles considerables como lo

son los cerros Chancho-Co (~2.400 m s.n.m.), Mesa y Las Máquinas.

El rasgo más significativo de la depresión es el edificio del volcán Copahue

(37°45.35‟ S, 71°11‟ O), que se encuentra ubicado en el extremo suroeste y cuya altitud ronda

los 2.997 m s.n.m. En la cima presenta un cráter activo de unos 300 m de diámetro que se

caracteriza por alojar un lago cratérico de extrema acidez y alta temperatura, alimentado

esencialmente por un ventisquero que llega hasta él desde el lado chileno. Su coloración gris

verdosa es interrumpida por la presencia de azufre líquido amarillo verdoso, que se encuentra


8

como una fase sobrenadante. El volcán Copahue es un volcán activo, cuyo último evento

eruptivo se registró en julio del año 2000.

Otras expresiones relacionadas con la actividad magmática de la región son una serie

de áreas con manifestaciones geotermales (Las Máquinas, Las Maquinitas, Termas de

Copahue, Chancho-Co y Anfiteatro), también ubicadas dentro de la depresión y que en

algunos casos han sido aprovechadas turísticamente debido a sus propiedades terapéuticas. En

relación con esto último, en el año 1937 se crea la Reserva Nacional Copahue, bajo la

jurisdicción de Parque Nacionales, pasando luego, en el año 1950, a manos de la Comisión

Nacional de Energía Atómica. En el año 1963, bajo el decreto/ley nº 0386, se crea el Parque

Provincial de Copahue a fin de preservar las características naturales de este lugar. Hoy día el

parque cuenta con alrededor de 27.000 ha., 30% de las cuales no se encuentran sobre terrenos

fiscales, sino privados.

Las características de la zona ha motivado el avance de exploraciones tendientes a

desarrollar el aprovechamiento de energía geotérmica. De acuerdo con esto, se han perforado

cuatro pozos profundos, en un área ubicada a 6 km al NE del volcán Copahue en torno a la

laguna Las Mellizas, entre las localidades de Copahue y Caviahue. Los pozos mencionados

superan los 1000 metros de profundidad, siendo el COP-1 el más profundo (1414 metros). El

último de ellos fue perforado en el curso del proyecto “Northern Neuquén Geothermal

Development Project” llevado a cabo por el Ente Provincial de Energía del Neuquén (EPEN)

y Japan International Cooperation Agency (JICA). Estos pozos exploratorios permitieron

confirmar la presencia de un reservorio vapor-dominado por debajo de una profundidad

promedio de 800 metros. En el pozo COP-1 se encuentra instalada una planta geotérmica a

escala piloto, que fue la primera de Sudamérica y que produjo 640 Kw/h durante su

funcionamiento entre los años 1986 y 1998.

1.5.- Clima

El clima de la región es un dato importante a considerar para el análisis del

comportamiento de las manifestaciones fluidas del sistema en general. El clima de la región es

el típico de la cordillera patagónica, con una tasa de precipitaciones que supera los 2000 mm

anuales, aunque se producen fundamentalmente en forma nívea entre los meses de abril y

octubre. La temperatura media anual es de 7º C aproximadamente, con temperaturas que

rondan los 25º C en verano (con grandes amplitudes térmicas) y hasta -14º C en invierno. Los


9

vientos predominantes son del oeste, con velocidades medias de 21 m/s, pero se han

registrado valores de hasta 35 m/s (AICRNLN, 2007).

1.6.- Estructura de la tesis

La estructura de la Tesis ha sido diagramada de manera tal que favorezca la

comprensión y evolución de la información obtenida en el trabajo desarrollado.

Se presenta inicialmente en el presente capítulo una descripción de la problemática a

abordar y del área involucrada (Capítulo 1); luego se desarrolla una síntesis de la evolución y

las características geológicas de la región para contextualizar los estudios geoquímicos del

área bajo análisis, y enmarcar el complejo volcánico en el esquema tectónico regional

(Capítulo 2).

A continuación se desarrolla el marco teórico (Capítulo 3) enfocado a sentar las bases

del estudio de las fases fluidas, tanto líquidas como gaseosas, realizado durante el trabajo. El

trabajo se llevó adelante mediante el muestreo directo de aguas y gases, las metodologías e

instrumental utilizados para el muestreo y análisis de los fluidos son descriptas en detalle en el

Capítulo 4.

Posteriormente se realiza la descripción de los datos obtenidos, y la evaluación y

caracterización composicional de las distintas manifestaciones gaseosas y líquidas (Capítulos

5 y 6, respectivamente) de la región. Luego, a partir de los resultados obtenidos en los

capítulos de evaluación general mencionados, se realiza un seguimiento del sistema más

estrechamente relacionado con la actividad del volcán Copahue, se correlaciona con las

señales obtenidas mediante otras disciplinas, y se desarrolla un modelo geoquímico

conceptual del sistema general (Capítulo 7).

Finalmente, los resultados obtenidos más relevantes y las conclusiones del trabajo son

detallados en el Capítulo 8.

CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO

10

ツAパÍフブネバ 2.

ノAビツバトテバネÓトナツバ

テワユヴヵユヤモヱíヵヶロヰヴユュユヴヤンリャユワロヰヴヱンヰヤユヴヰヴヲヶユロロユカ゚モンヰワモロュユヴモンンヰロロヰ

ュユロヴリヴヵユヮモカ゚ヰロヤáワリヤヰャモルヰモワáロリヴリヴ, ユロモヮャリユワヵユヵユヤヵóワリヤヰケ゚ロモユカ゚ヰロヶヤリóワ

ュユロヮリヴヮヰ. テロヱンリワヤリヱモロヰャルユヵヰユヴヴリヵヶモンワヰヴユワユロヤヰワヵユク゚ヵヰュユョヰンヮモヤリóワ

ヲヶユヤヰワュリヤリヰワó ロモヴヤモンモヤヵユンíヴヵリヤモヴュユロヰヴョロヶリュヰヴ, ケ゚ヤヰヮヱンユワュユンロモヴ

particularidades de las distintas unidades que van a interactuar con

estos fluidos en su ascenso a superficie.


11

2.1.- Marco Tectónico y Geología Regional

El Complejo Volcánico Copahue-Caviahue (CVCC: 37,9ºS-71,2ºW) conforma el

rasgo geomorfológico conocido como Caldera del Agrio o Caviahue, y se encuentra

localizado en la provincia de Neuquén sobre la Cordillera de los Andes en el límite con Chile.

La cordillera de los Andes al sur del codo de Arica (19ºS), puede ser dividida en tres

grandes segmentos en función de la presencia o no de apilamiento orogénico en el retraarco

durante el Neógeno-Cuaternario (Gansser, 1973; Mpodozis y Ramos, 1989; Dewey y Lamb,

1992; Kley et al., 1999): los Andes centrales australes (19-36ºS); los Andes patagónicos

septentrionales (39-45ºS); y los Andes patagónicos australes (47-54ºS). Según esta división, la

zona de estudio se ubica en la transición entre los Andes Centrales australes, con un valor de

elevación media de 3 km y hasta 800 km de ancho, y los Andes Patagónicos septentrionales

más bajos y angostos con elevación media de 1 km y 300 km de ancho. Los Andes

Patagónicos, a diferencia de los Centrales, están caracterizados por la ausencia de una

deformación Pliocena Cuaternaria propagada hacia el antepaís. La deformación Cuaternaria

en los Andes Patagónicos se localiza en la zona de intraarco, a lo largo del sistema de falla

Liquiñe-Ofqui (LOFZ) en forma paralela al arco. En los Andes Centrales, la deformación

generó un apilamiento orogénico y topografía que involucró en la cuña de deformación al

antepaís, generando en esas zonas altas tasas de acortamiento (Dewey y Lamb, 1992;

Cembrano et al., 2000; Folguera et al., 2003; Rosenau et al., 2006).

El ambiente tectónico desarrollado en la región está caracterizado por un margen

convergente formado por la subducción de la placa de Nazca por debajo de la placa

Sudamericana (figura 2.01), a una tasa de convergencia de aproximadamente 80 mm/año

durante los últimos 3 millones de años (Somoza, 1998). El espesor cortical en la región es

moderadamente grueso con 45 km aproximadamente, y se encuentra sobre una zona de

subducción de la placa de Nazca con una inclinación de 30° y un ángulo de convergencia

respecto al margen N80°E aproximadamente (DeMets et al., 1994; Tamaki, 1999; Bohm et

al., 2002; Luth et al., 2003).

En las primeras etapas de formación del orógeno Andino, la deformación cortical estuvo

dominada por un rifting extensional concentrado en la zona del arco y retroarco. Esta

extensión continuó probablemente hasta el Cretácico, permitiendo la formación de nueva

corteza oceánica tanto en los Andes del Norte como en los del Sur. La construcción de la

cadena montañosa responde al régimen ocurrido hacia finales del Cretácico, con un


12

significativo engrosamiento cortical. Este proceso es predominantemente resultado del

acortamiento cortical ortogonal, siendo una componente menor (< 10%) la adición cortical via

volcanismo (Stern, 2004; Allmendinger y Jordan, 2004). El ascenso producto de

adelgazamiento de la litósfera también pudo contribuir a la topografía actual de los Andes.

Figura 2.01 - Marco tectónico regional, relación entre las placas de Nazca, Sudamericana y

Antártica y tasas de convergencia (modificado de Stern 2004).

El arco volcánico Andino se extiende a lo largo del margen occidental del continente

Sudamericano desde los 5°N hasta los 55°S, y está constituido por más de 200 volcanes

cuaternarios (fig. 2.01). Este volcanismo ocurre en cuatro zonas discretas dentro de la

relativamente continua cadena Andina (Stern, 2004), que están controladas por la geometría


13

de la subducción de la placa de Nazca. El ángulo de subducción varía significativamente a lo

largo del límite de la placa Sudamericana. Estas variaciones están relacionadas principalmente

a la flotabilidad, el espesor y la edad de la losa (Gutscher, 2002). La subducción de rasgos

topográficos de la placa de Nazca como por ejemplo las dorsales de Juan Fernández y Nazca

pueden también afectar la segmentación (Jordan et al., 1983).

Las cuatro regiones a lo largo de los Andes donde el ángulo de subducción de la placa

de Nazca permite el desarrollo de volcanismo en la superficie son: la Zona Volcánica Norte

(NVZ – 5°N-2°S), la Zona Volcánica Central (CVZ – 14-27°S), la Zona Volcánica Sur (SVZ

– 33-46°S) y la Zona Volcánica Austral (AVZ – 49-55°S) (fig. 2.01; Stern, 2004). De acuerdo

a las edades de las rocas y composición, la ZVN está constituida por material máfico y corteza

oceánica que fueron acrecionadas al continente durante el Mesozoico superior y comienzos

del Cenozoico, mientras que la SVZ/AVZ y CVZ se desarrollan en corteza silícea Paleozoica

y Proterozoica superior, respectivamente. Estas regiones también difieren en relación al

espesor cortical, desde 60-70 km en la CVZ, decreciendo hacia el norte y sur hasta los 40-45

km a los 7°S y cercana a 30-35 km por debajo de los 37°S.

De acuerdo con la caracterización geoquímica y petrológica, la zona de estudio forma

parte de la Zona Volcánica Sur (SVZ: 33,3º- 46ºS), que está caracterizada por emisiones

cuaternarias predominantemente basálticas a andesíticas (Hildreth y Moorbath, 1988), y está

localizada dentro de la provincia petrográfica central de la zona volcánica (37°-41°S)

(Hickey-Vargas et al., 1989). Sin embargo, es importante destacar que la caldera y el volcán

Copahue, se encuentran ubicados aproximadamente a 30 km al este del actual arco volcánico

Pleistoceno-Holoceno que presenta una tendencia N-S a NNE (fig. 2.02). El antiguo frente

volcánico, que se encontraba entre los 37°30´ y 39°30´S en la posición que actualmente se

encuentra la Caldera del Agrio con el volcán Copahue, se desarrolló durante el Plioceno y el

Pleistoceno temprano (Muñoz y Stern, 1988; Folguera et al., 2002; Melnick et al., 2006).


14

Figura 2.02 - Detalle de la Zona Volcánica Sur con los principales centros eruptivos (modificado de

Stern, 2004).

2.1.1- Unidades morfoestructurales regionales

En un corte latitudinal desde la zona de subducción por debajo de la plataforma

continental chilena hacia el antepaís en territorio argentino, a las latitudes que involucran el

área de estudio (entre los 37,5º y los 38,5º), pueden reconocerse las siguientes unidades

morfotectónicas (estructurales): en la región del antearco la Cordillera de la Costa y Valle

Central chileno; en la región del arco volcánico la Cordillera Principal en sus segmentos


15

Andes Patagónicos septentrionales y Andes Centrales Australes; y en el retroarco interno el

Alto de Copahue - Pino Hachado; Depresión de Loncopué; y la Faja Plegada y Corrida del

Agrio (fig. 2.03). Hacia el este de estas unidades con una intensa historia deformacional, se

encuentra el sector externo del retroarco caracterizado por el desarrollo regional de una

cuenca de antepaís que incluye tanto el sector de plataforma no deformado, como el de

antepaís fragmentado (Bracaccini, 1970; Ramos, 1978; Mosquera y Ramos, 2006).

A continuación se presenta una breve descripción de cada una de estas unidades,

poniendo énfasis en aquellas situadas en las regiones del arco y retroarco interno que se

encuentran asociadas a la zona de estudio.

- Cordillera de la Costa:

Corresponde a un alto de basamento desarrollado en forma paralela a la trinchera con

valores de altitud de hasta 1500 m. Se encuentra compuesta principalmente por rocas ígneas

paleoizoicas correspondientes al arco magmático paleozoico superior (Martin et al., 1999;

Wilner et al., 2000) y rocas metamórficas de alta presión y baja temperatura interpretadas

como correspondientes a un complejo acrecional de edad permo-triásica desarrollado a lo

largo del margen SE de Gondwana (Aguirre et al., 1972).

- Valle Central Chileno o Depresión Central:

Se encuentra ubicada entre la Cordillera de la Costa y la Cordillera Principal,

corresponde a una amplia zona de escaso relieve que concentra más de 3000 m de secuencias

sedimentarias continentales y volcánicas. Estas rocas representan depósitos consolidados

generados desde el Eoceno al Mioceno y se encuentran mayormente cubiertas por sedimentos

de edad Plio-Cuaternaria (Muñoz y Araneda, 2000; Jordan et al., 2001). Durante gran parte

del Terciario este sector se comportó como un graben tectónico, y se considera que se está

levantando por lo menos desde el Holoceno (Hervé y Ota, 1993).


16

Figura 2.03 - Unidades morfoestructurales de la región. ACA: Andes Centrales Australes. APS: Andes Patagónicos Septentrionales.

- Cordillera Principal:

A estas latitudes la Cordillera Principal representa la transición entre los segmentos

correspondientes a los Andes Patagónicos y Centrales mencionados anteriormente. Está

caracterizada por una cadena montañosa relativamente angosta, con alturas medias que

rondan los 2500 metros a los 38ºS y valores que decrecen gradualmente hacia el sur, con

espesores corticales que oscilan entre 30 y 35 km.

A lo largo de la misma se ubica el arco volcánico actual con una orientación

aproximada N-S, sin embargo entre los 38º-37º45´S el área presenta como particularidad el

desarrollo del lineamiento volcánico Callaqui-Copahue-Mandolegüe (Folguera y Ramos

2000), de orientación N60ºE aprox. Este lineamiento se extiende transversalmente desde el

actual frente del arco volcánico hacia el interior del retroarco a lo largo de 90 km,

conformando el complejo volcánico más extenso de la cordillera patagónica. Está conformado

por una serie de centros volcánicos coalescentes poligenéticos y monogenéticos: los volcanes

Callaqui y Copahue de 1 M.a. a la actualidad, un campo de lava monogenético de 1,6 a 0,8

M.a. localizado en el bajo Trolope, los domos Bayo y Trolope de 0,6 Ma, el estratovolcán

erodado Trolón de 0,6 Ma, la cordillera de Mandolegüe compuesta por estratovolcanes

cuaternarios parcialmente colapsados y un extendido campo basáltico monogenético hacia el

NO de la fosa Loncopué (Pesce, 1989; Linares et al., 1999; Ramos y Folguera, 1999, Melnick

et al., 2006). Dentro de este lineamiento, tal vez el rasgo más llamativo es el área de estudio

de este trabajo conocida como Caldera del Agrio o Caviahue, que involucra al volcán

Copahue, el bajo de Trolope y los domos mencionados arriba. Esta depresión de forma


17

rectangular de 15 por 20 km aproximadamente, ha sido interpretada como una zona de

trastensión controlada por la intersección de dos grandes lineamientos regionales: la zona de

falla Antiñir-Copahue (ACFZ) y la zona de falla Liquiñe-Ofqui (LOFZ).

En el lado norte de la caldera se halla el extremo inferior de la ACFZ, mientras que en

el extremo SO de la caldera se encuentra la falla Lomín perteneciente a la sección norte de la

LOFZ. El sector sur de la ACFZ se extiende desde el valle de Las Damas, localizado dentro

del retroarco en el lado este de las Andes hasta la caldera, y consiste de una serie de fallas de

transferencia que involucran estructuras transpresivas menores y depocentros transtensivos

mayores (Folguera et al., 2004). Por otro lado, el extremo norte de la LOFZ corresponde al

sistema trastensional de El Barco, cuya máxima expresión hacia el NE es el graben de Lomín

ubicado hacia el SO de la caldera y el volcán Copahue (Melnick y Folguera, 2001).

Estratigráficamente las unidades expuestas más relevantes en los Andes a estas

latitudes corresponden a una secuencia de depósitos volcaniclásticos continentales de edad

Oligocena superior a Mioceno inferior pertenecientes a las Formaciones Cura Mallín y

Mitrauquén de la cuenca Cura Mallín, y rocas volcánicas del Plioceno inferior pertenecientes

a la Formación Cola de Zorro (Vergara y Muñoz, 1982; Suárez y Emparán, 1995). Estas

unidades juntas poseen un espesor de 2500 m y están separadas por una disconformidad

angular visible en varias localidades a lo largo de la cadena montañosa indicando un periodo

de deformación significativo en el Mioceno superior de los Andes a estas latitudes (Niemeyer

y Muñoz, 1983). El basamento está compuesto por granitoides Jurásicos a Neógenos hacia el

oeste (Mpodozis y Ramos, 1989; Pankhurst et al., 1992), y al este rocas volcánicas y

sedimentarias Carboníferas a Jurásicas e intrusivos Paleocenos-Eocenos (Ramos y Nullo,

1993; Zapata et al., 1999; Radic et al., 2002).

- Alto de Copahue – Pino Hachado:

Este bloque precordillerano representa un alto estructural que se extiende con rumbo

NO por más de 180 km a lo largo del retroarco andino entre los 38º y los 39º30‟S

aproximadamente, alcanzando valores de altitud que en algunos casos llegan a superar a los

de la Cordillera Principal a estas latitudes. El extremo norte de esta estructura a los 38ºS

aproximadamente, intersecta a la Cordillera Principal en el lineamiento volcánico Callaqui-

Copahue-Mandolegüe involucrando al área de estudio, la caldera del Agrio o Caviahue y por

lo tanto al volcán Copahue. El bloque se encuentra flanqueado hacia el oeste por los valles de

los ríos Bio Bio en Chile y Aluminé en Argentina, que hacia el sur se hace más pronunciado


18

denominándose Depresión de Bio Bio – Aluminé (Folguera et al., 2002, García Morabito et

al., 2009), mientras que hacia el este se encuentra flanqueado por el segmento austral de la

depresión de Loncopué (García Morabito y Folguera, 2005; Folguera et al., 2007). Esta

configuración hace que este segmento del retroarco interno andino adquiera una configuración

de la topografía del tipo Valley and Ridge. Los sectores más australes de esta unidad alcanzan

alturas de hasta 2.800 m a más de 100 km al este del arco volcánico Holoceno, generando un

marcado quiebre topográfico.

Este bloque ascendido de vergencia oeste está relacionado a la inversión de un hemi-

graben Oligoceno tardío, y junto con la Depresión de Loncopué están asociados a un

fenómeno de atenuación cortical (Yuan et al., 2006) que habría condicionado al volcanismo y

la generación de calderas durante el Plioceno al Pleistoceno tardío (Folguera et al., 2007). El

bloque de se encuentra cubierto casi completamente por rocas volcánicas de edad Pliocena a

Cuaternaria horizontales a ligeramente inclinadas hacia ambos lados de la estructura; en

algunos sectores a lo largo del flanco este del bloque, se encuentran expuestas volcanitas de

edad Oligoceno a Mioceno temprano pertenecientes a la Formación Cura Mallín; mientras

que el basamento Jurásico aparece expuesto mayormente hacia el sector oeste del bloque

(Suárez y Emparán, 1997; Lara y Folguera, 2006).

- Depresión de Loncopué:

La depresión de Loncopué es un bajo topográfico que se extiende a lo largo del

retroarco interno andino con dirección N-NNO por unos 300 Km entre los 36º30´ y 39º30´S

aproximadamente. Desde el área de estudio y hacia su extremo sur, este bajo se encuentra

flanqueado por el Alto Copahue-Pino Hachado en su borde occidental y por la Faja Plegada y

Corrida del Agrio en el borde oriental. Mientras que hacia el sector norte se encuentra

bordeado por la Faja Plegada y Corrida de Guañacos hacia el oeste y a Cordillera del Viento

hacia el este (Ramos, 1977 y 1998; Jordan et al., 2001)

Aunque se han realizado numerosos estudios sobre la geología de la depresión, aún no

hay consenso acerca del comportamiento de las estructuras que la limitan y dan lugar a su

formación, ni sobre las características de las secuencias que conformarían su relleno inicial.

En parte, este inconveniente se debe a la extensa cobertura de los productos volcánicos plio-

cuaternarios que constituyen su relleno superficial, y a la baja calidad de la sísmica en la

región. Por tal motivo, algunos trabajos proponen la existencia de una estructura inversa como

límite occidental de la faja del Agrio con vergencia al oeste, que involucraría en la


19

deformación al basamento (Lesta et al., 1985; Ramos, 1998; Eisner, 1991; Cobbold y

Rossello, 2003); mientras que otros autores sugieren la existencia de una falla normal con

inclinación hacia el oeste (Ramos, 1978; Zapata et al., 1999; Jordan et al., 2001; García

Morabito y Folguera, 2005).

De acuerdo con lo postulado por estos últimos autores, la generación del bajo se habría

producido en el marco de una tectónica extensional regional, que habría permitido la

acumulación de potentes secuencias volcánicas y continentales en el Eoceno-Oligoceno

(Llambías y Rapela, 1989; Jordan et al., 2001). A partir del Plioceno y hacia el Pleistoceno, la

reactivación extensional de estructuras previas habría favorecido la acumulación de los

productos volcánicos de edad Pliocena a Cuaternario que constituyen el actual relleno

superficial (García Morabito y Folguera, 2005; Ramos y Folguera, 2005; Rojas Vera et al.,

2008).

Una característica a destacar sobre el relleno volcánico plio-cuaternario de la fosa de

Loncopué (como así también en el bajo Bio Bio-Alminé), es su composición mayormente

máfica; mientras que en el otro gran bajo regional ubicado hacia el NE, Las Loicas, el

volcanismo está dominado por rocas silíceas. Esta diferencia se debería al importante

engrosamiento cortical que comienza a pronunciarse hacia el norte del área de estudio a partir

del Mioceno, y que habría controlado las características composicionales del volcanismo;

mientras que desde las latitudes del área de estudio y hacia el sur, la dinámica extensional y

los grandes derrames máficos estarían favorecidos por el fenómeno de atenuación cortical por

debajo del retroarco entre los 38º y 39ºS aproximadamente (Yuan et al., 2006, Folguera et al.,

2006 y 2007), involucrando los bajos de Bio Bio-Aluminé y Loncopué, y Alto Copahue-Pino

Hachado (fig. 2.04). El atenuamiento cortical estaría relacionado del empinamiento de la

placa oceánica subductada en los últimos 5 Ma, que generaron el desplazamiento hacia el

oeste y angostamiento del arco volcánico (Muñoz y Stern, 1988; Lara et al., 2001).

De acuerdo con la columna presentada por Folguera et al. (2006), sobre el basamento

permo-triásico se apoyan secuencias marinas del Jurásico, seguido por secuencias

continentales paleógenas de la Formación Cura Mallín, secuencias volcánicas pliocenas de la

Formación Cola de Zorro y los derrames pleistocenos-cuaternarios.


20

- Faja Plegada y Corrida del Agrio:

La faja plegada y corrida del Agrio es un segmento de deformación actualmente

inactivo, que se encuentra al este de la Depresión de Loncopué con una orientación

aproximadamente N-S (Bracaccini, 1970; Ramos, 1978). Los límites de esta unidad pueden

acotarse hacia la región del antepaís por el lineamiento Cortaderas al norte, la dorsal de

Huincul al sur, y el dorso de los Chihuidos al este.

Aunque esta faja es un segmento de deformación actualmente fósil, su evolución está

caracterizada por una historia de deformación multiepisódica que comienza a mediados del

Cretácico, alrededor de los 100 Ma, y que finaliza su actividad durante el Mioceno superior

(Ramos, 1998; Cobbold y Rossello, 2003; Zapata y Folguera, 2005; Zamora Valcarce y

Ramos, 2006). De acuerdo con los mecanismos de deformación actuantes, en la faja del Agrio

se pueden identificar dos sectores bien definidos, uno interno donde la estructura es resultado

de la inversión de fallas normales pre-jurásicas (Ramos, 1998; Repol, 2006; Zamora Valcarce,

2006), y otro externo caracterizado por la inserción de fallas de basamento en la base de la

secuencia sedimentaria, las que generaron un transporte de la misma hacia el antepaís (Zapata

et al., 1999; Zapata y Folguera, 2005; Zamora Valcarce et al., 2006).

El basamento corresponde a rocas permo-triásicas del Grupo Choiyoi, y a lo largo de

la faja se puede observar prácticamente completa la columna de la cuenca Neuquina (Zamora

Valcarce et al., 2009). Los excelentes afloramientos de secuencias mesozoicas, la presencia

de rocas volcánicas y depósitos sinorogénicos, sumado a la buena cobertura de información

de subsuelo debido a su alto potencial petrolero, han sido objeto de numerosos estudios a lo

largo de las últimas décadas. De esta manera, su evolución mesozoica y terciaria se encuentra

relativamente bien definida y documentada, como por ejemplo los aquí citados entre otros.

2.1.2.- Evolución tectonoestratigráfica de la región

El área de estudio se encuentra ubicada en los sectores internos de la vertiente oriental

de los Andes. En estos sectores, la historia evolutiva, su estructuración y actual configuración,

han estado estrechamente vinculadas al desarrollo de la cuenca neuquina y a los procesos que

definieron la condiciones de los Andes neuquinos entre los 36º y 39º S, particularmente en los

últimos 30 Ma.


21

- Pérmico-Jurásico

Las rocas más antiguas identificadas para la región corresponden a depósitos de fines

del Paleozoico y comienzos del Mesozoico, asociados al borde occidental de Gondwana y los

inicios del desarrollo de la cuenca neuquina. La historia tectonoestratigráfica de la cuenca

neuquina es muy rica y compleja, y será sintetizada en este punto con el solo objeto de reseñar

la evolución de la región en la cual se encuentra involucrada la zona de estudio. La cuenca

neuquina es una cuenca poligénica que llegó a acumular más de 7000 m de espesor de

secuencias volcaniclásticas, sedimentarias marinas y continentales. Se inició en el Triásico

Superior relacionada a un sistema de rift que dio origen a grábenes, hemigrábenes y zonas de

transferencia que definieron depocentros desconectados entre sí (Mombrú y Uliana, 1978;

Vergani et al., 1995). Estos fueron desarrollados sobre depósitos neopaleozoicos y rocas

permotriásicas y volcaniclásticas del grupo Choiyoi, rellenadas por depósitos volcaniclásticos

y epiclásticos agrupados bajo la denominación informal de Precuyano (o Grupo Precuyo

según Gulisano et al. 1984), término que incluye varias unidades formales que no se

describirán en este trabajo.

A partir del Jurasico Inferior comienza a desarrollarse un arco volcánico hacia el borde

occidental de Gondwana (Dalziel et al., 1987; Kay et al., 1989) y la cuenca neuquina

evoluciona con características de cuenca de retroarco que conservará hasta el Cretácico

Inferior. Durante este periodo la extensión deja de estar vinculada al fallamiento activo y

empieza a estar controlada por subsidencia térmica generalizada (Turiel et al., 1987). Los

depocentros se unifican en una gran cuenca y las unidades pasan a tener un desarrollo

regional. Las variaciones eustáticas controlan la alternancia de secuencias marinas pacíficas y

continentales (Legarreta y Uliana 1996) que caracterizan a este periodo.

- Cretácico-Paleógeno

Para el Cretácico Inferior alto la cuenca se continentaliza, adquiriendo características

típicas de cuenca de antepaís, pierde el contacto con el Pacífico y solo tendrá una corta

inundación marina atlántica en el Cretácico Superior. Desde este período, la cuenca

evolucionó a un sistema de antepaís clásico como consecuencia del avance de la deformación

andina desde el oeste (Vergani et al., 1995; Zamora Valcarce et al., 2009). Esta época se

correlacionaría con una suave somerización de la losa oceánica (Ramos y Folguera, 2005;

Ramos y Kay, 2006) que hizo migrar el arco volcánico hacia el este donde hoy se encuentra a

faja del Agrio. Así habría comenzado la deformación en la parte interna de la faja del Agrio


22

en el Cretácico Medio-Superior, y migrando hacia el antepaís hasta el Paleoceno inferior

(Zamora Valcarce et al., 2009). De esta manera, el relleno de esta cuenca aflora sobre una

amplia superficie al este de la Cordillera Principal y en el resto del retroarco andino hacia el

antepaís, en las unidades morfotectónicas arriba descriptas.

Durante el Cretácico Superior y Cenozoico el sector occidental de la cuenca, que

involucra el área de estudio, es deformado en episodios discretos vinculados a sucesivas

variaciones en el ángulo de subducción que también controlan la posición del arco volcánico

y la distribución de sus productos (Muñoz et al., 2000; Folguera et al., 2002; Ramos y

Folguera, 2005; Zamora Valcarce et al., 2006). Por el mismo motivo, el segmento andino

comprendido entre los 36 y los 39°S, ha representado un sitio clave para el estudio del control

estructural de la actividad del arco volcánico en los sectores orogénicos internos. Este

segmento ha tenido una dinámica particular del frente volcánico en los últimos 30 Ma durante

el Paleógeno superior y el Neógeno (Stem, 1989; Ramos, 1998; Kay, 2002), en función de

cambios en la geometría de la zona de Wadati-Benioff, que ha controlado las distintas

mecánicas de deformación y el registro volcano-sedimentario.

- Neógeno – Holoceno

En los sectores internos de los Andes neuquinos, durante el Oligoceno superior al

Mioceno inferior (28-18 Ma) se acumularon espesas sucesiones volcaniclásticas y

continentales, superiores a los 3.000 m de espesor en una serie de depocentros de origen

extensional, correspondientes a la cuenca de intraarco de Cura-Mallín (Niemeyer y Muñoz,

1983: Suárez y Emparan, 1995; Jordan et al.. 2001; Melnick et al., 2006), al mismo tiempo

que se producía un desplazamiento del frente volcánico hacia la trinchera. Esto sería producto

de un empinamiento de la losa oceánica, dando lugar a un avance de la cuña astenosférica y

una disminución de la fricción interplaca, generando estados de baja partición de la

deformación por lo que amplias fajas de corteza superior son sometidas a transtensión. Esta

dinámica transtensiva origina los múltiples depocentros que registran la actividad del arco

volcánico.

Posteriormente durante el Mioceno superior, la actividad orogénica se concentró en

estos sectores entre los 15 y los 8 Ma, en asociación con un conjunto de fallas transcurrentes

dextrales en el extremo norte del sistema de fallas de Liquiñe-Ofqui (Cembrano et al., 2000).

En este período se desarrolla la principal fase de inversión tectónica de los depocentros

extensionales que evolucionaron entre el Oligoceno superior y el Mioceno Inferior (Radic et


23

al., 2002), y es la última fase de deformación que afecta la faja del Agrio. Se produce además

una expansión del arco volcánico hacia la zona de retroarco, la cual es parcialmente

coincidente con un importante pulso de emplazamiento de magmas en los sectores orogénicos

internos, asociado también con la actividad de fallas transcurrentes del sistema de Liquiñe-

Ofqui (Hervé et al., 1993). Esta etapa estaría relacionada con una somerización de la losa

oceánica, desplazando la cuña astenosférica y el volcanismo hacia zonas de retroarco. Por otro

lado, la alta partición de la deformación por aumento de la fricción interplaca, favorecería

además la reactivación de antiguas estructuras compresivas y la inversión de extensivas,

inhibiéndose la generación de depocentros extensionales por lo cual no se registran estos

momentos del arco volcánico, quedando como hiatos en el registro estratigráfico (Folguera y

Ramos, 2002).

Finalmente, a partir de los 5 Ma hasta el Cuaternario, se acumula otra sucesión

volcánica en cortos períodos de tiempo en depocentros extensionales parcialmente

coincidentes con los del Paleógeno superior, conformada por dos secciones particulares,

aquellas referidas entre los 5 y 4 Ma que involucran a la Formación Cola de Zorro, y entre 2 y

0 Ma entre los que se encuentran los actuales edificios volcánicos (Vergara y Muñoz, 1982;

Suárez y Emparan, 1997; Folguera et al., 2002). Esto se produce en el marco de un nuevo

desplazamiento y angostamiento del frente volcánico hacia la trinchera, durante el cual se

desarrolló la estructuración transtensional en la zona del arco y retroarco interno que albergó

las sucesiones correspondientes.

Numerosos autores han señalado la relación temporal entre ambos momentos de

migración del arco hacia el borde de placas, con la formación de cuencas de intraarco y

retroarco interno (Stern 1989; Ramos, 1998; Lavenu y Cembrano, 1999; Muñoz et al., 2000;

Stern et al., 2000; Melnick et al., 2006), asociándose esta migración al empinamiento de la

zona de Wadati-Benioff (fig. 2.04), del mismo modo que la extensión-transtensión que genera

los depocentros con una disminución en la fricción de la zona de interplacas (Folguera y

Ramos, 2002).

Particularmente el último evento de migración del arco volcánico, la dinámica

extensional y los grandes derrames de composición básicas, estarían relacionados con el

fenómeno de atenuación cortical identificado por debajo del retroarco entre los 38º y 39ºS

aproximadamente (Yuan et al., 2006, Folguera et al., 2006 y 2007), involucrando los bajos de

Bio Bio-Aluminé y Loncopué, y Alto Copahue-Pino Hachado (figura 2.04). El atenuamiento

cortical estaría relacionado del empinamiento de la placa oceánica subductada en los últimos


24

5 Ma, que generaron el desplazamiento hacia el oeste y angostamiento del arco volcánico

(Muñoz y Stern, 1988; Lara et al., 2001). De esta manera, el desplazamiento de la cuña

astenosférica habría dado lugar a un flujo astenosférico ascendente, que generando una

anomalía termal en el manto litosférico (Pacino, 1997) habría favorecido la fusión en la zona

inferior de la corteza en contacto. Esta disminución en el grosor de la corteza explicará los

enormes volúmenes de efusiones de composición máfica durante el volcanismo plio-

cuaternario (Folguera et al., 2006 y 2007).

Figura 2.04 - Anomalía astenosférica y atenuación cortical en torno a los 38° S por debajo de la

región que involucra al área de estudio CVCC (modificado de Folguera et al., 2007).

2.2.- Geología Local

El Complejo Volcánico Copahue-Caviahue (Caldera del Agrio) se encuentra

localizado en la provincia de Neuquén, sobre la Cordillera de los Andes en el límite con Chile

y formando parte del lineamiento volcánico Callaqui-Copahue-Mandolegüe, que se ubica


25

dentro de la Zona Volcánica Sur (SVZ: 33,3º- 46ºS). Este complejo presenta la particularidad

de alojar un importante sistema volcánico-magmático-hidrotermal, objeto de estudio de este

trabajo, compuesto por el edificio del volcán Copahue y las manifestaciones geotermales que

se encuentran dentro de la caldera. El Complejo Volcánico Copahue-Caviahue está ubicado a

los 38ºS, en la transición entre los Andes Centrales y los Andes Patagónicos, y es importante

destacar que la caldera y el volcán Copahue, se encuentran ubicados aproximadamente a 30

km al este del actual arco volcánico Pleistoceno-Holoceno. El antiguo frente volcánico, que se

encontraba entre los 37°30´ y 39°30´S en la posición que actualmente se encuentra el volcán

Copahue, se desarrolló durante el Plioceno y el Pleistoceno temprano (Muñoz y Stern, 1988;

Folguera et al., 2002; Melnick et al., 2006).

El volcán Copahue (37,9ºS-71,2ºW, 2977 m s.n.m.) es un estratovolcán poligenético

andesítico a basaltico-andesítico activo, elongado en la dirección N40°E de 8 x 22 km en su

base (Polanco, 2003), que comenzó a edificarse en el sector occidental de la caldera hace 1.2

millones de años (Linares et al., 1999). Presenta 9 cráteres orientados en dirección NE en la

cima y de los cuales el ubicado en el extremo Este es el más activo en la actualidad. Durante

los últimos 250 años este volcán ha experimentado al menos 12 erupciones de baja magnitud

freáticas y freatomagmáticas (Martini et al., 1997; Naranjo y Polanco, 2004). El último ciclo

eruptivo se desarrolló desde el cráter más oriental durante Julio y Agosto de 1992, Septiembre

de 1995 y Julio-Octubre del 2000 (Delpino and Bermúdez, 1993 and 2002; GVP, 2000a,b).

2.2.1.- Unidades volcanoestratigráficas del Complejo Volcánico Copahue-

Caviahue

La secuencia volcanoestratigráfica del área de estudio que a continuación se detallará,

está basada en la secuencias propuestas por Pesce (1989) y Linares et al. (1999) en Argentina,

y la complementaria propuesta por Melnick et al. (2006) extendida hacia el lado chileno del

complejo volcánico para abarcarlo completamente (fig. 2.05 y 2.06).

2.2.1.1.- Formación Hualcupen

Esta unidad definida localmente por Pesce (1989) es equivalente a la definida

originalmente por González y Vergara (1962) como Fm. Cola de Zorro. Corresponde a una

secuencia subhorizontal de lavas basálticas a andesíticas, aglomerados, brechas volcánicas e

intercalaciones sedimentarias menores, expuestas continuamente en la Cordillera Principal

entre los 36 y 39ºS.


26

Esta unidad fue depositada con anterioridad a la formación de la caldera Caviahue

conformando su basamento y paredes, y sobreyace todas las unidades del Oligoceno al

Mioceno mediante una marcada discordancia angular (Melnick et al., 2006). En función de

observaciones regionales, Folguera et al. (2003) proponen un régimen tectónico extensional

durante la depositación de la Formación Cola de Zorro, para la que identifican grandes

cambios en el espesor que van desde los 100 a los 1200m (figura 2.05), fallamiento normal y

basculamiento de bloques dentro de la secuencia. En el área de la caldera del Agrio, las

dataciones radimétricas indican que fue depositada entre los 5.67 ± 0.14 y 4.00 ± 0.1 Ma

(Muñoz y Stern, 1988; Linares et al., 1999; Melnick et al., 2006).

2.2.1.2.- Secuencia volcánica Formación Las Mellizas

Fue definida por Pesce (1989), y está constituida por intercalaciones de derrames de

lava de composición basáltica a andesítica, piroclastitas de composición andesítica a dacítica

y aglomerados volcánicos que se interdigitan con potencias variables. Sus afloramientos se

encuentran en el interior de la caldera del Agrio en Argentina y en los alrededores hacia el

oeste del volcán Copahue en Chile. El mismo autor propuso a esta unidad como un

estratovolcán erodado, cuyo centro de emisión habría estado ubicado en el Cerro Las

Máquinas, donde se observa un neck volcánico andesítico y también donde el volcán Copahue

se encuentra actualmente.

Por otro lado, Mazzoni y Licitra (2000) asociaron las ignimbritas de esta unidad con

depósitos intracaldera y las relacionaron temporalmente con el colapso de la caldera de

Caviahue y con las ignimbritas extracaldera de Riscos Bayos (ver más adelante). Melnick et

al (2006), en acuerdo con Pesce (1989), reconoce a la caldera Las Mellizas como producto del

colapso del estratovolcán del mismo nombre, y parcialmente superpuesta sobre el sector SO

de la caldera de Caviahue. Los autores describen a la unidad también en las áreas del río Liay,

y los pasos de Chancho-Có y Pucón Mahuida, donde se encuentra en discordancia erosional

por encima de la Formación Cola de Zorro que inclina de 5 a 10º. En el interior de la Caldera

del Agrio, la secuencia volcánica Las Mellizas está en contacto tectónico por fallas normales

con la Formación Cola de Zorro. En el área de la Laguna El Barco, la Formación Las Mellizas

se encuentra por encima de la Formación Cura-Mallín mediante una fuerte discordancia

angular.

Según Linares et al. (1999), las edades para esta unidad varían entre 2.68 ± 0.14 a

2.60 ± 0.1 Ma, sugiriendo que se habría depositado luego de un hiato de aprox 1.5 Ma en el


27

volcanismo o un período erosional en el área. Melnick et al (2006) observa que esta unidad se

encuentra rellenando el interior de la caldera Caviahue y no se presenta sobre sus bordes,

motivo por el cual se refiere a esta como la primer unidad post-caldera. Los mismos autores

identifican para la secuencia volcánica Las Mellizas una subdivisión en tres litofacies: (A)

lavas inferiores, (B) ignimbritas y (C) lavas superiores.

A- Lavas Inferiores

Esta litofacies está expuesta solo localmente, subyace las ignimbritas y su base no está

expuesta en el interior de la caldera. Melnick et al (2006) reconoce afloramientos en el sector

chileno, apoyados en forma discordante sobre la Formación Cura Mallín y con espesores de

hasta 500 m. Cerca del pueblo de Caviahue, está litofacies está representada por una marcada

disyunción columnar, constituida por lavas de composición basáltica a andesítica. Depósitos

sedimentarios de probable origen aluvial o lahárico, con bloques de hasta 70 cm están

intercalados en las lavas a lo largo del río Dulce.

B- Ignimbritas

Esta litofacies presenta una composición andesítica a dacítica, se encuentra

ampliamente distribuida en el interior de la caldera del Agrio y en las áreas cercanas al norte y

este al volcán Copahue. En la parte central de la caldera, cerca del pueblo de Caviahue,

alcanzan un espesor de hasta 200 metros. Un sector vitrofírico está casi siempre presente en la

base con un espesor variable, entre 50 y 3 m. Los autores identifican una gradación vertical

común entre textura eutaxítica, pseudo bandeamiento de flujo y completa homogeneización a

textura vidriosa (glassy texture). Mazzoni y Licitra (2000) describen las ignimbritas como

masivas con clastos líticos, y señalan una variación lateral de texturas, desde reomorfica a

eutaxitica. En las áreas de Copahue Chancho-Có y Las Máquinas afloran ignimbritas

andesíticas reomórficas con espesores menores a 10m. Las ignimbritas con textura eutaxítica

afloran cerca de la laguna de Caviahue, con típicos fiammes de vidrio negro de hasta 10 cm

de largo. Las variaciones laterales en el espesor y texturas pueden reflejar emplazamiento en

un paleorelieve irregular, en donde delgadas reoignimbritas pueden representar depositación

en altos topográficos, mientras que las ignimbritas de mayor espesor y mayores proporciones

de clastos habrían sido depositadas en superficies acanaladas o bajos topográficos.


28

C- Lavas Superiores

Los autores reconocen a esta litofacies como el relleno dominante en la caldera

Caviahue con espesores que alcanzan los 200 metros. Está compuesta por lavas

predominantemente andesíticas, con espesor homogéneo y texturas, sobreyace la ignimbrita y

es cubierto por los flujos de lava del volcán Copahue.

2.2.1.3.- Ignimbritas Riscos Bayos

Los depósitos piroclásticos de la Ignimbrita Riscos Bayos fueron definidos como

unidad por Muñoz y Stern (1988). Está conformada fundamentalmente por ignimbritas

riolíticas y aparece expuesta mayormente en la pendiente externa sureste de la caldera de

Caviahue, aproximadamente a unos 20 km de la misma en el valle denominado Cajón de

Hualcupén, con espesores que pueden alcanzar los 200 metros. También afloran en el paso

Colligüe, como cuerpos aislados que cubren áreas entre 0.5 y 1.1 km2, con espesor

aproximado de 150 m (Melnick et al., 2006).

Los afloramientos se presentan como un relleno de valle masivo, en los que Varekamp

et al (2006) identificaron cuatro unidades depositacionales: 1) una laminación basal de gran

fino y coloración roja oscura caracterizada por la presencia de pumiceos negros con anillos de

enfriamiento; 2) una unidad de flujo de coloración grisácea compuesta por fragmentos

pumiceos grises y blancos y obsidianas negras de hasta 25 m de espesor; 3) una unidad de

flujo de amarillo pálido caracterizado por la presencia de pumiceos oscuros y líticos de

composición andesítica con espesores de hasta 40 m; 4) la unidad superior consiste de rocas

gris claras a blancas fuertemente consolidadas, compuestas por cenizas cristales y pumiceos

rojos claros, que en algunos sectores presenta disyunción columnar y con espesores de hasta

20 metros.

Las dataciones realizadas por el método K-Ar indican edades de 1,1 ± 0,5 Ma según

Muñoz y Stern (1988) y 2.05 ± 0.1 Ma según Linares et al (1999).

La ignimbrita de Riscos Bayos ha sido inicialmente relacionada al colapso de la

Caldera de Caviahue (Muñoz y Stern, 1988; Pesce, 1989; JICA, 1992; Mazzoni y Licitra,

2000). Sin embargo, Melnick et al (2006) señala que las edades reportadas para la unidad son

posteriores a las reportadas para rocas que ellos reconocen como Las Mellizas y asignadas a

unidades poscaldera. Por otro lado, Varekamp et al (2006) reporta que el máximo volumen

estimado de roca densa total para la ignimbrita Riscos Bayos es aproximadamente 7 km3, un


29

valor muy inferior al de la caldera (160 km3), sugiriendo que la erupción de Riscos Bayos no

habría sido la principal causa del colapso de la caldera.

2.2.1.4.- Flujos de lava de Trolope

Esta unidad, originalmente descripta por Pesce (1989), aflora en la parte norte de la

caldera, como una sucesión de flujos de lava andesíticos homogéneos y brechas relacionadas

de aproximadamente 200 m de espesor. Estos flujos se extienden hacia el NE a sectores

externos de la caldera, por el valle del cajón de Trolope, cubriendo un área cercana a los 50

km2 (Melnick et al., 2006). En estos sectores los cuerpos lávicos están parcialmente cubiertas

por depósitos glaciarios. Individualmente los flujos de lava alcanzan espesores que oscilan

entre 2 y 3 m, mientras que las brechas son más delgadas con valores de entre 0,5 y 1m.

Linares et al (1999) dio para esta unidad edades radimétricas de 1.63 ± 0.1 a 0.82 ± 0.16 Ma.

Como se mencionó arriba, los flujos de lava de ésta unidad se encuentran restringidos

al sector NO de la caldera, donde se encuentran rellenando una planicie deprimida. Asociados

a estos derrames se encuentran dos cráteres elípticos elongados en la dirección ONO-ESE,

que Melnick et al (2006) relacionan con la orientación de la falla normal Trolope (ONO),

borde sur de la depresión, y la falla normal paralela que genera el borde norte de la depresión

y la caldera.

2.2.1.5.- Secuencia volcánica Copahue

Este estratovolcán poligénico fisural está localizado en la margen oeste de la caldera

de Caviahue y concentra la mayor parte de la actividad volcánica e hidrotermal reciente en el

complejo. Basándose mayormente en observaciones de campo y en las dataciones disponibles,

Melnick et al (2006) proponen una subdivisión para el volcán Copahue en tres estadios. Esta

subdivisión está basada en las relaciones estratigráficas observadas y las características

texturales y estructurales de los productos volcánicos. De esta manera determinan: (A) un

estadio preglaciar, que agrupa las lavas basales y flujos piroclásticos donde se observaron

evidencias de erosión glaciaria, (B) un estadio singlaciar, que agrupa las lavas que sobreyacen

el estadio formador y que exhiben características texturales y estructurales que implican

erupción por debajo de la cubierta de hielo, y (C) un estadio postglaciar, que agrupa lavas y

flujos piroclásticos que sobreyacen los estadios formadores, sin evidencias de erosión

glaciaria.


30

A- Estadio Preglaciar

La mayor parte del edificio de Copahue fue construido durante el Pleistoceno inferior.

Esta secuencia alcanza los 1000 m de espesor, está formado principalmente por lavas vítreas

andesíticas y flujos piroclásticos intercalados en menor proporción, las lavas no muestran

variaciones texturales significativas y las composiciones son basálticas-andesíticas a

andesíticas (Cecioni et al., 2000). Las edades radimétricas indican que este estadio se

desarrollo entre los 1.23 ± 0.18 y 0.76 ± 0.14 Ma (Muñoz y Stern, 1988; Linares et al., 1999).

La muestra más joven tomada por Linares et al (1999) se extrajo cerca del sector este de la

cima, indicando que la mayor parte del edificio de Copahue fue construido durante el

Pleistoceno inferior. Las lavas basales de este estadio, expuestas en el río Lomín superior

están intruidas por el domo de Pucón Mahuida, pero la parte superior claramente sobreyace

este domo en discontinuidad erosional (Melnick et al., 2006).

B- Estadio singlaciar

En contraste con el episodio de construcción del edificio, este estadio está

caracterizado por la emisión de volúmenes relativamente menores de lavas desde puntos de

emisión alineados. La principal emisión de este estadio está concentrada en aproximadamente

5.5 km2, en un cuerpo tipo domo, con 300 m de espesor promedio localizado en el suroeste de

la caldera de Caviahue. Estas lavas varían en composición desde andesíticas a dacíticas

(Cecioni et al., 2000). Presentan textura vitrea y exhiben características típicas de interacción

agua-magma como fracturas por enfriamiento, grietas macroperlíticas y estructuras de pillow

lavas, formando tubos de lava en la parte superior del cuerpo tipo domo. Melnick et al. (2006)

consideran que estas características se condicen con erupciones asociadas a derretimientos

subglaciares o tardioglaciares, y que habrían desarrollado estos rasgos. Las lavas de el estadio

singlaciar sobreyace todos los productos del estadio formador pre-glaciar cuya edad

radimétrica más joven es de 0.76 ± 0.14 Ma.

C- Estadio Postglaciar

Este estadio está caracterizado por emisiones explosivas episódicas, de volúmenes

relativamente menores de lavas y flujos piroclásticos relacionados, emitidos desde cráteres

sumitales, fisuras laterales y conos monogénicos piroclásticos alineados. En el sector NO del

volcán se observan flujos de lava sobre depósitos de morenas, probablemente formadas

durante la última glaciación. En los bordes de los cráteres occidentales de la cima se observan


31

aglomerados piroclásticos masivos y lavas postglaciares. Este estadio está caracterizado por

flujos de lava homogéneos de composición basáltico-andesíticos uniforme (Cecioni et al.,

2000). Melnick et al. (2006) identifican cinco centros de emisión mayores agrupados

cronológicamente de la siguiente manera:

1- Flujos de lava y brechas relacionadas emitidos desde cráter sumital parcialmente

cubierto de hielo. Estos flujos se extienden por 18.6 km a lo largo del valle del río

Lomín, son afectados por fallas normales con más de 30 m de desplazamiento vertical,

que probablemente tengan una componente de desplazamiento lateral dextral basado

en la aparición de pequeñas fallas secundarias y rechazos en el drenaje.

2- Lavas emitidas de cuatro centros de emisión monogénicos principales, alineados en

una fisura de rumbo N60ºE a lo largo de 1.2 km en el flanco este del volcán. Estos

flujos recorren 5 km a lo largo del paso Copahue donde son afectados por fallas

normales, que también alimentan este campo volcánico a través de numerosos

pequeños conos dispersos.

3- Las lavas de Malla-Malla fueron emitidas desde una serie de al menos cuatro conos

monogénicos orientados y un cráter parcialmente cubierto por sedimentos, que forman

un lineamiento de 1.1 km de longitud y orientación N50ºE. Estos flujos se extienden

por 5 km en el valle del río Lomín, sin alcanzar el río.

4- Dos pequeños flujos de lava emitidos desde dos centros de emisión, localizados en la

parte superior de la principal estructura tipo domo subglaciar. Estos flujos son de

alrededor de 2-3 m de espesor y se extienden hacia el este por 800 metros.

5- Al menos dos flujos emitidos de un cráter localizado al norte del cráter activo. Estos

flujos se extiende hacia el norte por 850 m y presentan un espesor de entre 3 y 5

metros.

Numerosos surges postglaciares y flujos piroclásticos fueron observados alrededor del

Volcán Copahue. En la parte superior del río Lomin, al este del domo de Pucón Mahuida, un

depósito de bloques y cenizas fue reconocido. Este depósito piroclástico cubre al menos 5

hectáreas, con un espesor de 1 a 2 metros, y es afectado por pequeñas fallas normales. En el

valle Liay, tres flujos piroclásticos intercalados con conglomerados fluviales fueron

identificados, en una sección formando una terraza. Edades 14C de estos flujos y otos emitidos


32

hacia el interior de la caldera (Polanco et al., 2000), indican que las emisiones desde los

cráteres de la cima tuvieron una actividad intermitente durante todo el Holoceno.

Depósitos históricos de los ciclos eruptivos de 1992-2000, principalmente de caída de

cenizas, lahares, bombas juveniles y clastos alterados fueron identificados cubriendo la mayor

parte de la vertiente este del cráter oriental, que es actualmente el más activo. Los lahares de

1992 fueron grandes, formando abanicos en los ríos Agrio superior y Lomín, de hasta 3 m de

espesor que contienen bloques de hasta 5 m de alto. La erupción de 1992 estuvo caracterizada

por la emisión de fragmentos de roca alterados, polvo silíceo y gran cantidad de azufre verde

a amarillo (Delpino y Bermúdez, 1993 y 1995; González Ferrán, 1995). La erupción de Junio

a Octubre del 2000 eyectó principalmente piroclastos variando el tamaño desde cenizas hasta

bombas de 80 cm encontradas al este del cráter del Agrio. Este episodio estuvo caracterizado

por eventos freatomagmáticos que eyectaron fragmentos de roca alterada, polvo silíceo

blanco, azufre y fragmentos juveniles basáltico-andesíticos (Bermúdez y Delpino, 2002;

Varekamp et al., 2001 y 2006).

2.2.1.6.- Domo Pucón Mahuida

Este domo se encuentra localizado en el flanco SE del volcán Copahue. Melnick et al.

(2006) identifican dos litofacies; lavas riolíticas que conforman en cuerpo principal, e

intrusivos riolíticos subvolcánicos que afloran del lado NE del río Lomín superior.

Edades radimétricas para el domo de Pucón Mahuida son de 0.9 ± 0.14 y 1.1 ± 0.18 Ma

(Linares et al., 1999), y de 1.23 ± 0.18 a 0.76 ± 0.14 Ma (Muñoz y Stern, 1988; Linares et al.,

1999) para las andesitas del edificio de Copahue. Las edades determinadas son consistentes

con las observaciones realizadas en el campo por Melnick et al (2006), quienes señalan lavas

riolíticas de este domo en contacto, por la falla Lomín, con las ignimbritas de la secuencia

volcánica Las Mellizas en el paso de Pucón Mahuida.

2.2.1.7.- Cerro Bayo

Pesce (1989) identificó este cuerpo como un domo compuesto de lavas dacíticas a

riolíticas y tufos. Este aflora en el límite norte de la caldera del Agrio, cubriendo un área de

aprox 20 km2, y es 1300 m más alto que el borde de la caldera. Linares et al. (1999) dio

edades de 0.6 ± 0.12 Ma para una lava riolítica de este domo. El conducto principal de este

domo está emplazado a lo largo de una discontinuidad estructural formada por el cruce de la

falla normal del borde de la caldera del Agrio y una falla de orientación NNE-SSW, que


33

limita la parte oeste del domo y forma la extensión más austral del frente de corrimiento de

Copahue -Añitir.

Figura 2.05- Columna estratigráfica del CVCC (modificado de Melnick et al., 2006).


34

Figura 2.06 - a) Mapa Geológico (modificado de Melnick et al., 2006). b) DEM de la caldera del Agrio donde se muestran las principales estructuras que controlan la ubicación de las áreas

geotermales a partir de la información brindada por Melnick et al. (2006) y JICA (1992). Perfíl A-A’ desarrollado en la figura7.17.


35

2.3.- Historia eruptiva reciente del volcán Copahue

La información sobre las erupciones históricas del volcán Copahue es escasa e

incompleta. Naranjo y Polanco (2004) mencionan la existencia de doce erupciones que han

sido reportadas en los últimos 250 años (1750, 1759, 1867, 1937, 1944, 1960, 1961, 1992,

1993, 1994, 1995 y 2000). Con excepción de la última, todas las erupciones históricas del

volcán Copahue han sido de baja magnitud y mayormente de carácter freático (Bermúdez y

Delpino, 2002; Naranjo y Polanco, 2004).

Una de las erupciones mejores documentadas tuvo lugar entre julio y agosto de 1992,

cuando ocurrieron explosiones freáticas, que generaron oleadas piroclásticas basales frías y

emisiones de piroclastos de azufre (Delpino y Bermúdez, 1993; González Ferrán, 1995). De

acuerdo con Delpino y Bermúdez (1993) y Varekamp et al. (2001), el material emitido en

estas erupciones (azufre piroclástico, polvo silíceo y bloques accidentales) fueron en su

mayoría (90%) el producto de los procesos que se desarrollaron en el lago cratérico, siendo

escaso (10%) el material juvenil interviniente. Por otro lado, González Ferrán (1995) sostiene

que el principal evento explosivo se habría producido a través de un nuevo cráter de explosión

generado al sur del actual cráter activo, y que el evento habría sido estrictamente freático. Con

posterioridad, en 1994 y 1995, ocurrieron también varias explosiones freáticas aisladas.

En la erupción del año 2000 se observó un cambio drástico en el estilo eruptivo,

comenzando por erupciones freáticas y freatomagmáticas (con la desaparición del lago

cratérico) y culminando con erupciones típicamente estrombolianas. Éste evento comenzó el 1

de julio y duró hasta fines de octubre, siendo el ciclo eruptivo de mayor duración y magnitud

en tiempos históricos (Bermúdez y Delpino, 2002; Naranjo y Polanco, 2004). Durante este

período la erupción mostró diferentes estados. Los materiales eyectados incluyeron bombas

escoriaceas, abundantes cenizas y gases. Las cenizas que se depositaron en Caviahue el

primer día eran en un 80% ceniza fina, 3% ceniza gruesa y 18% ceniza muy fina (Bermúdez y

Delpino, 2002). En las cenizas gruesas y lapilli predominó el material vítreo escoriaceo

juvenil de color gris oscuro, mientras que la fracción ceniza fina a muy fina estaba compuesta

por partículas de sílice gris claro y azufre elemental gris verdoso. Hacia fines del año 2000

comenzó a reestablecerse el lago cratérico.


36

2.4.- El sistema Volcánico-Magmático-Hidrotermal

El Complejo Volcánico Copahue-Caviahue (Caldera del Agrio) presenta la

particularidad de tener asociado un importante sistema volcánico-magmático-hidrotermal, que

es objeto de estudio del presente trabajo de tesis. Dicho sistema se encuentra representado en

superficie por las manifestaciones fluidas del edificio del volcán Copahue y las

manifestaciones de las áreas geotermales que se encuentran dentro de la caldera. A

continuación, se realiza una descripción de las distintas áreas del sistema que involucran

manifestaciones fluidas (gases y aguas), y que fueran muestreadas para la realización del

trabajo. Cabe destacar, como ya se ha mencionado anteriormente, que si bien existen algunos

trabajos abocados al edificio del volcán Copahue (Mange, 1978; Varekamp et al., 2001 y

2004; Bermúdez y Delpino, 2002; Caselli et al., 2005), la mayor parte de los estudios

realizados en la región, en particular los referidos a geoquímica petrología y mineralogía, han

sido apuntados al estudio del reservorio geotérmico subsuperficial, las áreas geotermales

superficiales asociadas y al desarrollo de los pozos exploratorios COP-1, COP-2, COP-3 y

COP-4 (Latinoconsult, 1981; Sierra et al., 1986 y 1992; DÀmore et al., 1988; Panarello et

al., 1988; JICA-EPEN, 1992; Mas, 1993 y 2005; Mas et al., 1996 a y b; Panarello, 2002;

Vallés et al., 2004; entre otros). Por este motivo, existe mayor cantidad y detalle de

información de las áreas geotermales con respecto al sistema volcánico.

2.4.1.- El edificio volcánico (laguna del cráter y vertientes)

El edificio del volcán Copahue (37,9ºS-71,2ºW, 2977 msnm) presenta en su cima 9

cráteres alineados en dirección OSO – ENE aproximadamente, siendo el ubicado en el

extremo este el más activo en la actualidad, donde aloja una laguna ácida termal (Mange,

1978; Varekamp et al., 2001; Caselli et al., 2005). La laguna cratérica del volcán Copahue es

una salmuera ácida, con valores de pH inferiores a 1, y temperaturas que habitualmente varían

entre 21 y 54º C (Caselli et al., 2005). La superficie de la laguna cratérica se encuentra a una

altitud relativamente estable de 2700 msnm y presenta un diámetro aproximado de 250

metros, mientras que su profundidad permanece desconocida. El aspecto habitual de las aguas

de la laguna cratérica es turbio y de color gris-verdoso, con permanente emisión de vapores

ácidos. Sobre la superficie del agua es común observar planchas de azufre nativo de color

amarillo flotando, que luego se depositan sobre las orillas. La alteración ácida es evidente

aunque el material ha sido rejuvencido periódicamente por las erupciones históricas arriba

mencionadas.


37

Las condiciones de rigurosidad climática y ambiental favorecen las variaciones en la

geomorfología del cráter. Las paredes rocosas norte y sur son relativamente estables, sin

embargo la pared oeste (ocupada por el glaciar que cubre la cima), y el flanco interno este

(donde se acumula la mayoría del material rejuvenecido y friable por acción de los vientos

preponderantes oeste a este) se encuentran en constante modificación, incluso durante todo el

periodo posterior al evento eruptivo del 2000 hasta la actualidad. Esta situación se ve

particularmente reflejada en los permanentes cambios en la pendiente del flanco interno este

del cráter.

Figura 2.07 – a) fotografía del edificio volcánico, b) detalle de la laguna cratérica, c) vertientes.

Desde el flanco externo este del edificio volcánico, y por lo tanto del cráter activo,

emanan dos vertientes ácidas, calientes y estrechamente relacionadas con el sistema volcánico

hidrotermal (fig. 2.07). Las aguas de las vertientes presentan, de manera similar a la laguna

cratérica, condiciones de altas temperaturas y acidez, con valores de pH que oscilan entre 1 y

2, y temperaturas de entre 50 y 80º C (Varekamp et al., 2001 y 2004; Caselli et al., 2005). Las

dos vertientes se encuentran separadas por 200 metros aproximadamente con diferentes

altitudes, a 2590 msnm la retirada hacia el sur (V1) y a 2545 msnm la ubicada hacia el norte

(V2). Las vertientes confluyen aproximadamente unos 500 metros aguas abajo para formar las

nacientes del río Agrio superior, cuya composición química afecta al sistema hidrológico

(pasando por el lago Caviahue y el río Agrio inferior) hasta la localidad de Loncopué 80 km

aguas abajo (Tassi et al., 2007).

aa

bb cc


38

2.4.2.- Las áreas geotermales

En varias áreas dentro de la caldera, y en los alrededores del edificio activo se

producen manifestaciones termales con emisiones de fluidos calientes y fases gaseosas,

asociadas a la actividad magmática de la zona. Estas áreas geotermales ubicadas dentro de la

caldera, se encuentran asociadas a rasgos geomorfológicos particulares en zonas deprimidas

tipo bateas o cubetas, como consecuencia de la erosión diferencial por la intensa alteración

hidrotermal actuante en ellas. Estas zonas constituyen las manifestaciones activas

denominadas Termas de Copahue, Las Máquinas, Las Maquinitas y Anfiteatro, en Argentina,

y Chancho-Co sobre el flanco norte del edificio volcánico en territorio chileno. Las

manifestaciones están constituidas principalmente por fumarolas, manantiales calientes y

conos de barro. Todas ellas se encuentran sobre el horst ubicado al noreste del volcán

Copahue y el área completa comprende aproximadamente 20 km2 (Mas, 1993). Entre estas

áreas se encuentra otra zona intensamente alterada, ubicada a 300 m al ONO del poza

geotérmico COP-2, que si bien en la actualidad no presenta manifestaciones activas, evidencia

rasgos de alteración y asociaciones mineralógicas que indican que ha habido actividad

geotérmica en un pasado cercano (Mas et al., 1996).

Las áreas geotermales se caracterizan por su forma de depresiones en herradura y

constituyen en general, zonas de alteración ácida. El emplazamiento de las manifestaciones

geotermales activas en el campo Copahue se encuentra estrechamente vinculado con las

estructuras de fallamiento del área (Latinoconsult 1981; Pesce 1987; JICA-EPEN 1992; Mas

1993). En las áreas activas se pueden observar numerosas fracturas, predominando las que

presentan dirección N55ºE y ONO-ESE (fig. 2.06b). El sistema de fallas actuaría como pasaje

para los fluidos, que alimentan las manifestaciones hidrotermales en superficie de las áreas

geotermales arriba mencionadas. No se producen manifestaciones termales por fuera de este

estructuramiento, lo que señala el vínculo existente entre las manifestaciones geotermales y

las mencionadas estructuras. Fallas inversas de rumbo N30-40ºO actuarían como barrera

impermeable cerrando el flujo de las soluciones hidrotermales, ya que no se observan áreas

geotermales, manifestaciones hidrotermales aisladas ni zonas de alteración al este de las

mismas. La asociación de estos sistemas de fallas con las manifestaciones hidrotermales

superficiales y con la presencia de un reservorio geotérmico en el subsuelo, quedó

evidenciada durante el desarrollo de los pozos exploratorios COP-1, COP-2, COP-3 y COP-4

(JICA, 1992; Mas, 1993 y 2005; Mas et al., 1996) (fig.2.06b).


39

2.4.2.1.- Termas de Copahue

El área de Termas de Copahue es la zona de manifestaciones hidrotermales de mayor

extensión de la región, por este motivo también, su condición original ha sido profundamente

modificada como consecuencia de la instalación de un centro de balneoterapia edificado

exactamente encima, con el desarrollo de construcciones y calles que lo rodean y conforman

la localidad de Copahue (figura 2.08). De esta manera, se han generado endicamientos

artificiales que han determinado la formación de pequeñas lagunas conocidas con el nombre

de El Chancho, Sulfurosa, Verde, Baño Nº 9, entre otras. El agua de estas piletas es turbia y

de aspecto nuboso por la presencia de azufre coloidal y gas que emana en algunos sectores,

identificables por los burbujeos que se producen en la superficie del agua. Se encuentran

entubadas y canalizadas también una serie de surgentes termales denominadas aguas

Ferruginosas, Sulfurosas, del Mate y Vichy. Toda el área se encuentra en una depresión en

forma de herradura orientada de acuerdo al sistema de fallas dirección N55ºE.

Figura 2.08 – Mapa de la localidad de Copahue


40

En el extremo este del área de se encuentra una zona con manifestaciones de

fumarolas y surgentes denominada Agua del Limón (fig. 2.08), donde las condiciones

naturales se encuentran menos modificadas. En esta zona los minerales de alteración se

presentan como asociaciones de textura arcillosa, cuyo color varía desde muy blanco y

blanquecino a amarillento y amarillo anaranjado, donde se observa una mayor oxidación. Se

destaca la presencia de venillas y costras irregulares de material siliceo, muy duro y de

aspecto vítreo porcelanáceo. Mas et al. (1996) determinaron por difractometría de rayos X,

que el material blanco a blanquecino está constituido básicamente por alunita y caolinita en

distintas proporciones, que pueden variar desde el sulfato hasta el caolín prácticamente puros.

Ambos minerales se presentan acompañados por cantidades subordinadas y variables de

cuarzo, cristobalita y sílice criptocristalina. En las zonas de coloración amarilla el mineral

dominante es jarosita. Se presenta bien cristalizado y corresponde a la variedad potásica del

sulfato básico alcalino de hierro. Lo acompañan cuarzo y cristobalita como especies

subordinadas y suelen detectarse también cantidades variables de alunógeno. Sobre los

centros mismos de surgencia se presenta predominantemente cristobalita acompañada de

alunita y cuarzo, y sobre las grietas y superficies libres se depositan finos cristales de azufre,

producto de la sublimación de los gases.

Figura 2.09 – a) fotografía del área Termas de Copahue desde el punto de muestreo Piedra Copahue,

b) detalle de las piletas termales del Complejo de Balneoterapia.

En el flanco sur de la zona de alteración, en la parte superior de las laderas de la

depresión donde se emplaza la población de Copahue, se reconoce otra zona de

manifestaciones con fumarolas y piletas de fango denominada Piedra Copahue (figura 2.09a).

En este sector se identificó la presencia de zonas de caolinita muy bien cristalizada,

aa bb


41

acompañada de cristobalita, cuarzo y alunita, intercaladas con otras zonas de aspecto

porcelanáceo, constituidas por caolinita muy pobremente cristalina, sílice amorfa y anatasa.

La presencia de este óxido de titanio (TiO2) ha sido determinada en varias muestras de la zona

de Termas y del Anfiteatro, siempre acompañando a sílice criptocristalina o a cristobalita. Por

encima de esta zona de caolinita dominante se presenta otra en la que predomina la alunita,

acompañada de caolinita, cristobalita, cuarzo y anatasa.

2.4.2.2.- Las Máquinas

El área geotermal de Las Máquinas constituye una amplia zona de manifestaciones,

elongada en dirección N75º0, que abarca una superficie aproximada de 180.000 m2; rodeada

por una zona de alteración mucho mayor, de 560.000 m2 aproximadamente (Mas et al., 1996),

en la cual se encuentra ubicado un centro de baños termales pertenecientes a la Clínica Termal

Militar del Ejército Argentino (fig. 2.10a).

El área se encuentra en una depresión en forma de herradura circundada por

elevaciones de lavas andesíticas. En el sector norte-central de la depresión se destaca una

laguna caliente de 480 m2 originada por el endicamiento artificial de las aguas surgentes.

Rodeando la laguna se observan numerosas fumarolas (fig. 2.10b) y manantiales calientes,

que generan conos de barro, piletas burbujeantes y de fango. El mineral dominante en la zona

de mayor actividad es la alunita muy bien cristalizada y relativamente pura, acompañada sólo

por cantidades subordinadas de otros minerales arcillosos y silíceos (Vallés et al., 2004). Se

presenta en masas granulares terrosas a pulverulentas, de color blanco a blanco grisáceo. Cabe

destacar que este mineral es más abundante aquí que en las restantes áreas estudiadas, y su

presencia se considera de interés ya que sugiere una mayor acidez de los fluidos responsables

de la alteración. Maiza y Mas (1980), determinaron para esta alunita una relación K:Na de

aproximadamente 98:2, mientras que Vallés et al. (2004) determinaron para este mismo

mineral en el fango una relación 96:4, es decir que puede considerarse un término potásico

prácticamente puro.


42

Figura 2.10 – a) fotografía del área geotermal Las Máquinas, b) detalle de fumarola

muestreada.

En la parte superior de esta zona de alteración el material parece más compacto y

silicificado, constituido por sílice amorfa, cristobalita y alunita como minerales principales,

cuarzo subordinado, y cantidades variables de caolinita. No se han reconocido rasgos que

caracterizan al sinter silíceo (estructuras vegetales, geyseritas, bandas, dunas, etc.), y de

acuerdo con las características mineralógicas que presenta (presencia de cuarzo además de la

cristobalita), y por su asociación mineralógica (alunita, caolinita, etc.), Mas et al. (1996)

definieron al material silíceo de esta zona como un residuo producto de la acción de una

solución ácida. Hacia los bordes y sectores externos, los mismos autores reconocieron un

importante incremento de la caolinita y el cuarzo, con respecto a la cristobalita, acompañada

de albita y alunita muy subordinada. Estos sectores suelen estar cubiertos en superficie por

sombreros de hierro constituidos esencialmente por jarosita, acompañadas de

montmorillonita, caolinita, yeso y hematita.

aa

bb


43

2.4.2.3.- Las Maquinitas

Las Maquinitas es el área geotermal de menores dimensiones de todo el campo

geotérmico. Esta área involucra a dos pequeñas depresiones a diferentes altitudes alineadas

según la dirección de fallamiento preponderante NE-SO. Actualmente, la parte superior de la

depresión prácticamente no presenta actividad, con solo algunas emisiones de fluidos menores

y esporádicos, pero con una intensa alteración ácida en la superficie que denota la fuerte

actividad hidrotermal en un pasado reciente. Por otro lado, la depresión inferior presenta una

intensa actividad hidrotermal, con una alta densidad de manifestaciones tanto fumarólicas

como vertientes calientes, conos de barro y piletas burbujeantes (fig. 2.11). Al igual que en el

resto de las áreas, las temperaturas de las emisiones no suelen superar los 95º C, sin embargo,

en esta área se identificaron emisiones de vapor sobrecalentado con temperaturas de hasta

132º C, las más altas entre las manifestaciones de las distintas áreas geotermales de la región.

Figura 2.11 - Fotografía del área geotermal Las Maquinitas

En la mineralogía del área se reconoce a la sílice amorfa (o sílice residual) como el

material más abundante entre los minerales de alteración. Se encuentra presente tridimita


44

parcialmente recristalizada y cristobalita (Mas et al., 1996). Se reconoce también la presencia

de cuarzo y cantidades variables de caolinita y alunita. En los puntos de emisión se observan

sublimados de Azufre cristalizado y coloraciones verde grisáceas asociadas a sulfatos.

2.4.2.4.- Anfiteatro

El área geotermal denominada Anfiteatro se encuentra ubicada en el extremo oeste de

la estructura de horst que involucra a todas las anteriores áreas termales. Esta área es un

depresión de 540000m2 que presenta una actividad mucho menor con respecto a las

anteriores, pero con manifestaciones constantes de tipo fumarolas, piletas burbujeantes y

conos de barro (fig. 2.12a).

Figura 2.12 – a) fotografía del área geotermal Anfiteatro, b) detalle de fumarola de muestreo.

aa

bb


45

En torno a las distintas manifestaciones se pueden reconocer depósitos de Azufre

precipitado y clastos con pátinas de pirita (fig. 2.12b). Particularmente, asociado a las

fumarolas se puede reconocer cristales de Azufre formados a partir de la sublimación de la

fase gaseosa. Las rocas que rodean las manifestaciones se encuentran alteradas y silicificadas

con presencia de cuarzo, tridimita y cristobalita. Se encuentra presente en el área en forma

subordinada caolinita y alunita, mientras que sílice amorfa aparece en forma muy escasa.

Por fuera de la zona de más intensa silicificación, la roca se encuentra totalmente

caolinitizada con alunita y cuarzo subordinados. Por encima y rodeando las zonas

blanquecinas de caolinitización se reconocen zonas porosas castaño-rojizas a naranja-

amarillentas identificadas como gossans (Mas et al., 1996), dominadas por jarosita, hematita,

goethita y cuarzo. Con respecto a la mineralogía de alteración que domina las restantes áreas,

se reconoció para el área de Anfiteatro una marcada disminución en la presencia de alunita

que se encuentra solo en forma subordinada, y un particular aumento en goethita. Esto sugiere

que las soluciones que actúan en la alteración del área de Anfiteatro es mucho menos ácida

que en las restantes áreas.

2.4.2.5.- Chancho-Co

Las manifestaciones hidrotermales del área de Chancho-Co se encuentran sobre la

ladera norte del edificio del volcán Copahue, siguiendo la depresión que aguas abajo hacia el

oeste forma el valle del río Trapa-Trapa, del lado chileno del Paso Copahue (fig. 2.13a). Este

valle forma parte de un conjunto de fallas de gran escala, con rumbo ONO-ESE, que se

extiende desde la mencionada zona en el lado chileno, pasando por el Paso Copahue, y del

lado argentino involucra las lagunas Las Mellizas, el área geotermal de Las Máquinas y el

sector norte del lago Caviahue.

Las manifestaciones de Chancho-Co generan una reducida área de alteración

hidrotermal de tipo ácido-sulfática, de similares características y asociación mineralógica que

las restantes áreas geotermales ubicadas en territorio argentino, con la particularidad de estar

ubicadas sobre el flanco norte del edificio volcánico en un área con una fuerte pendiente. Las

manifestaciones fluidas involucran fumarolas y vertientes calientes, que generan piletas

burbujeantes y de fango (fig. 2.13b). En torno a los puntos de emisión pueden identificarse

depósitos de Azufre y halos de colores verde-grisáceos y blanquecinos, que corresponden a


46

depósitos de sulfatos que involucran alunita junto con minerales silíceos (caolinita, cuarzo,

cristobalita) y sectores naranja-amarillentos señalando la presencia de jarosita.

Figura 2.13 - a) fotografía del área geotermal Chancho-Co, b) detalle de fumarolas y aguas

burbujeantes.

aa

bb

CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO

47

ツAパÍフブネO 3.

ノAビツバフテÓビナツバ

テワユヴヵユヤモヱíヵヶロヰ se describen ロモヴヤモンモヤヵユンíヴヵリヤモヴュユロモヴュリヴヵリワヵモヴ

manifestaciones y miembros que intervienen en los sistemas

カ゚ヰロヤáワリヤヰヴケ゚ヮモヨヮáヵリヤヰラリュンヰヵユンヮモロユヴ. Conjuntamente, se desarrollan

ロモヴャモヴユヴヵユóンリヤモヴ de los pンヰヤユヴヰヴヲヶユヤヰワヵンヰロモワロモヤヰヮヱヰヴリヤリóワ

ヲヶíヮリヤモユリヴヰヵóヱリヤモ de los fluidos (gases y aguas) en estos sistemas.


48

3.1.- Las manifestaciones fluidas de los sistemas volcánicos y magmáticos-

hidrotermales

Los fluidos magmáticos que ascienden a través de un sistema volcánico activo,

comúnmente se mezclan con fluidos meteóricos infiltrados al alcanzar profundidades someras

subsuperficiales, otorgándoles una mayor temperatura y desarrollando así un sistema

hidrotermal particular con una impronta geoquímica de tipo magmática característica. De esta

forma, los sistemas hidrotermales desarrollados en el interior de un edificio volcánico se

denominan sistemas volcánicos-hidrotermales (Hochstein y Browne, 2000). En algunas áreas

geotermales, el sistema hidrotermal es alimentado por una fuente de calor magmática como

un plutón sepultado en enfriamiento, sin que necesariamente se encuentre involucrado un

edificio volcánico, en este caso se los denomina magmático-hidrotermal. Sin embargo,

aunque los sistemas volcánicos-hidrotermales han sido identificados como un caso particular

de sistemas geotermales magmáticos, con características químicas e isotópicas distintivas de

sus fluidos, es importante considerar que en muchas ocasiones se utilizan estas

denominaciones como sinónimos (Delmelle.y Bernard, 2000; Varekamp et al., 2000).

Los sistemas volcánico-hidrotermales están principalmente relacionados con

estratovolcanes o calderas recientes y presentan manifestaciones superficiales características

relacionadas con la emisión de los fluidos hidrotermales (gases y aguas). Estas

manifestaciones, en un esquema ideal están zonadas espacialmente con respecto al centro

volcánico de emisión, por ejemplo: en el cráter activo que actúa como centro emisor es común

encontrar emisiones gaseosas puntuales denominadas fumarolas o solfataras, y en el caso de

contar con un efectivo aporte de agua suelen formarse lagunas cratéricas ácidas y calientes;

hacia los flancos del edificio volcánico, es común encontrar emisiones gaseosas puntuales

como las antes mencionadas o en forma de gases difusos, muchas veces imperceptibles a la

vista, también es común que se generen manifestaciones de vertientes ácidas y calientes

(sulfatadas y cloruro-sulfatadas) donde se produce la intersección de la capa freática y la

superficie, esta situación en algunos casos menos comunes puede dar lugar a la generación de

arroyos ácidos. A menores alturas se pueden reconocer vertientes termales con pH cercanos a

la neutralidad, clorurados o en algunos casos bicarbonatados-clorurados, como consecuencia

de la mayor interacción y dilución de los fluidos magmáticos originales (Kempter y Rowe,

2000; Giggenbach y Corrales Soto, 1992). Una zonación esquemática de estas descargas se

observa en la figura 3.01.


49

Figura 3.01 - Esquema idealizado de un sistema volcánico hidrotermal. Se indican las distintas manifestaciones superficiales y componentes involucrados.

El vapor y la mayoría de los gases magmáticos condensan a profundidades cercanas a

la superficie favorecidas por la interacción con aguas meteóricas infiltradas, produciendo

aguas ácidas que pueden ser descargadas con alta temperatura para formar lagos cratéricos

ácidos en las zonas de cráteres activos, o vertientes calientes ácidas hacia los flancos de los

edificios volcánicos. El pH de estas aguas es usualmente menor a 2 y por lo general producen

un importante lixiviado de la roca. Los condensados ácidos se mueven pendiente abajo en

forma subsuperficial y se mezclan con aguas subterráneas someras, neutralizándose

lentamente mediante la progresiva interacción fluido-roca. Vertientes ácidas de menor

temperatura se desplazan pendiente abajo con valores de pH relativamente mayores. Los

condensados cerca de la superficie pueden ser canalizados como arroyos ácidos, estos son

típicos de sistemas volcánicos-hidrotermales y suelen situarse en los flancos externos aguas

debajo de los edificios volcánicos.

A las manifestaciones gaseosas puntuales se las reconoce en forma general como

fumarolas y así serán denominadas durante el presente trabajo. Sin embargo, en la literatura

se las puede encontrar el término fumarolas junto con mofetas o solfataras, según las

FUMAROLAS Y LAGUNA CRATERICA

Precipitaciones

Fumarolas del sistema hidrotermal

Vertiente

ACUÍFERO HIDROTERMAL

Vertiente

Gases difusos del sistema hidrotermal

N2, He, Ne, Ar, HC


50

características de la emisión. En estas clasificaciones, el término fumarola ha sido usado para

describir bocas de emisión que descargan vapor a altas velocidades (mayores a 150 m/s). Las

fumarolas asociadas con sistemas volcánicos-hidrotermales contienen cantidades

considerables de gases magmáticos agresivos, como por ejemplo HF, HCl y SO2. Si el

componente magmático es dominante (con SO2), la temperatura de las fumarolas puede ser

mayor a los 130°C, pero donde el principal componente es hidrotermal (con H2S en lugar de

SO2) por lo general son menores a 130°C. Para el caso de las mofetas, el término ha sido

aplicado estrictamente para las emisiones puntuales cuya composición es exclusivamente

vapor de agua. Por otro lado, el término solfatara deriva de un nombre dado en los Campos

Flegreos (Italia) que es un sistema volcánico-hidrotermal activo confinado en una caldera. Las

solfataras en este caso depositan grandes cantidades de azufre alrededor de sus puntos de

emisión y descargan vapor de agua, CO2 y H2S (raramente SO2). Estas manifestaciones

también incluyen depósitos de minerales sulfatados como alunita, natroalunita, jarosita, yeso

y un rango de sulfatos hidratados por lo general efímeros. En la medida que los condensados

ácidos progresivamente se van neutralizando por interacción con la roca de caja se puede

llegar a formar esmectitas. Sin embargo, el proceso de alteración es dominantemente

destructivo, donde la sílice amorfa que se deposita en estos ambientes como sílice residual, es

principalmente derivada de las rocas circundantes y permanece en la superficie mientras que

el resto de los constituyentes son lixiviados (Hochstein y Browne, 2000).

En algunas ocasiones, en los puntos de emisión asociados a las fumarolas se forman

acumulaciones de aguas que dan lugar a encharcamientos denominados piletas, pailas u

olletas. Estas aguas acumuladas, suelen ser calentadas por la emisión y por ello se emplea el

término descriptivo aguas calentadas por vapor (ACV), que se utilizará en este trabajo. Las

aguas pueden mostrar un burbujeo leve a moderado o intenso y con temperaturas cercanas al

punto de ebullición, y por esto se las denomina con los términos descriptivos en inglés

“bubbling pools” y “boiling pools”, respectivamente. Para los casos en que estos

encharcamientos presentan un aspecto fangoso se los denomina “mud pools”.


51

3.2.- Evolución de los fluidos en los sistemas volcánicos y magmáticos-

hidrotermales.

Cuando un aparato volcánico está en reposo, la mayor parte de la actividad se debe a

la circulación de los gases a través del sistema de fracturas, mezclándose con aguas

meteóricas o subterráneas originando acuíferos geotérmicos, fumarolas, etcétera. Así, las

características químico-físicas de las emisiones de gas y de las aguas termales que

observamos en estos ambientes, no son otra cosa que el resultado de una larga serie de

interacciones, de tipo sólido-líquido, sólido-gaseoso y líquido-gaseoso, entre los componentes

profundos (magmáticos) y superficiales (hidro-atmósféricos). Uno de los principales factores

que gobierna los grandes procesos de transformación, desde ambientes profundos hasta

someros, metamórficos o metasomáticos, tanto en sistemas roca dominados como fluidos

dominados, es la variable llamada “relación agua/roca o fluido/roca”. Si bien esto fue

rigurosamente definido para sistemas cerrados, puede ser aplicado exitosamente en sentido

cualitativo considerando los efectos relativos de las fases involucradas, para el mejor

entendimiento de la dinámica de los sistemas geológicos (Ellis y Mahon, 1964; Cioni et al.,

1984; White y Hedenquist, 1990; Giggenbach, 1988 y 1997; Reed, 1997; Chiodini y Marini,

1998; Arnórsson 1985 y 2000, entre otros), en particular para los sistemas que son objeto de

este trabajo, los sistemas volcánicos y magmáticos hidrotermales. De esta manera, el estudio

de las manifestaciones de fluidos volcánicos (gases fumarólicos y aguas termales), permite

caracterizar el estado del sistema, determinar un patrón de comportamiento geoquímico y dar

un aporte invalorable en el seguimiento de los volcanes activos (Giggenbach y Glover 1975;

Takano 1987; Chiodini et al., 1991; Brown et al. 1991, Rowe et al. 1992; Varekamp et al.

2000, entre otros).

Cuando se producen perturbaciones de los sistemas magmáticos hidrotermales, estas

se manifiestan generalmente mediante una serie de variaciones en la composición química de

los fluidos en ascenso. La importancia de este campo de la volcanología se multiplica cuando

se relacionan las variaciones químicas con la sismicidad y la deformación del edificio

volcánico. Particularmente, la disciplina que aplica la geoquímica al estudio de fluidos

volcánicos hidrotermales, permitirá identificar anomalías dentro de un patrón de

comportamiento establecido para el sistema, y así progresar en la determinación de

precursores de una eventual actividad eruptiva.

Este estudio se realiza a partir del análisis geoquímico de las emisiones fluidas, tanto

de aguas como gases fumarólicos, permitiendo identificar las características del sistema


52

magmático profundo que da lugar a la formación del área geotérmica que alimenta las

manifestaciones hidrotermales en superficie. Los resultados de los análisis geoquímicos sobre

las muestras de aguas y gases permitirán un estudio enfocado en la determinación de 1) el

origen de los emisiones fluidas que se manifiestan tanto en el edificio volcánico como en las

áreas geotérmicas aledañas, 2) las condiciones dominantes en el sistema volcánico-

hidrotermal subsuperficial 3) las características del sistema magmático profundo que alimenta

el sistema subsuperficial.

Como estos sistemas prevalecen a lo largo de límites de placa convergentes, tal es el

caso de la zona de estudio, el volcán Copahue, se dará un mayor énfasis al origen y evolución

de estos sistemas asociados a este tipo de ambientes tectónicos.

3.2.1.- Ingreso de volátiles al sistema profundo, desgasado magmático y reciclado

vía subducción.

Varias de las especies gaseosas disueltas en los fundidos silicáticos presentan una muy

baja solubilidad, y en la medida que disminuye la presión del sistema que los contiene su

solubilidad se hace menor, dando lugar a una mayor exsolución y posterior escape del

sistema. A estas especies gaseosas se las denomina volátiles magmáticos, y pueden ser tanto

inertes como reactivos. Estos componentes volátiles, eventualmente, alcanzarán la superficie

imprimiendo características determinantes en las manifestaciones superficiales de los sistemas

volcánicos y magmáticos hidrotermales. La separación de vapor desde los distintos tipos de

magmas, es comúnmente acompañada por los fraccionamientos químicos e isotópicos de los

volátiles disueltos de acuerdo con sus diferentes solubilidades en los fundidos magmáticos

(Carroll y Holloway, 1994).

En la figura 3.02 se puede observar como el proceso de exsolución de gases controla

la composición de volátiles desprendidos de un fundido ascendente, en función de la presión y

temperatura (Giggenbach, 1996). Las dos partes de la figura 3.02 son enlazadas mediante la

variable común RV, representando la relación en volumen de vapor/fundido. Para una

concentración inicial dada de un volátil i en un fundido magmático ci,o (en mg/kg), RV es

referido a la presión total, Pt (en bares), según:

TiTiVoit KQRcP ,,, )1/( [3.1]


53

donde Ki,T es la constante de la Ley de Henry, ci/Pi (en mg/kg-bar), para el volátil i disuelto en

un fundido. Esto es a temperatura T (en °K), referido al coeficiente de distribución de

volumen vapor/fundido Qi según:

)/(10 ,6

, TimiTi RTQMWK [3.2]

donde MWi es el peso molecular de las especies i, m la densidad del fundido, 2,9 kg/dm3, y

R es la constante de los gases 82,05 cm3/K-mol. La fracción Xi,m del volátil i remanente en el

fundido es dado por:

)1/(1 ,, TiVmi QRX [3.3]

Figura 3.02 - Efectos de la exsolución de vapor en la composición de volátiles que permanecen o son liberados del fundido en función de la presión o profundidad. (a) fracción Xi,m del volátil i que permanece en el fundido magmático en función de la relación vapor/fundido Rv. (b) relación vapor/fundido de magmas con contenido inicial de CO2 de 1000 a 10000 mg/Kg en función de la presión (Kbar) o la profundidad (km). (modificado de Giggenbach, 1997).


54

En la figura 3.02 las líneas son dibujadas de Pt como una función de RV para

contenidos de CO2 iniciales de 1000 y 10000 mg/kg y para relaciones H2O/CO2 en peso de 1

a 5. Los efectos de la presencia de vapor de agua fueron evaluados usando un valor de QH2O, a

1200ºC, de 2,0 basado en datos reportados por McMillan y Holloway (1987) y Holtz et al

(1995).

El estudio de elementos volátiles permite evaluar tanto las características y cambios de

los sistemas profundos y superficiales (especialmente los reactivos), como el origen y

evolución del planeta (especialmente los inertes). Los elementos reactivos tienden a

equilibrarse en todo momento con otros componentes del ambiente en que se encuentran, de

esta manera, a través de ellos se puede obtener información de los ambientes involucrados y

sus constituyentes. La discusión sobre la suerte de las especies reactivas en la interfase

magmático-hidrotermal, durante el trayecto de ascenso hacia la superficie, requiere la

identificación de los procesos químicos mayores que controlan su evolución (Giggenbach,

1997) y se detallarán más adelante. Del estudio de los gases inertes, es posible obtener mayor

información no solo de las características de los ambientes de generación, sino también

avanzar en el conocimiento del origen y la evolución de la Tierra, debido a que su muy baja o

nula reactividad permite transmitir información adquirida desde su origen. Estos elementos

volátiles inertes, en su mayoría gases nobles, ingresan a la atmósfera terrestre y brindan

información tanto a partir de isótopos estables como radigénicos. Las relaciones isotópicas,

entre los nucleidos radiactivos parentales y los no radigénicos en los gases inertes, reflejan

cambios en las distintas partes de la Tierra que son químicamente distintivas y físicamente

separadas. El He y el Ar son especialmente interesantes en este sentido.

Durante el ascenso de un fundido magmático, la relación de volumen vapor/fundido se

incrementa y por lo tanto la proporción de volátiles exsueltos. Los gases nobles Xe, Kr y Ar

abandonan el fundido primero y se pueden asumir como completamente exsueltos a valores

de Rv de 0,01 o vesiculaciones de 1%. El CO2 junto con el Ne y el He son exsueltos en mas de

un 90% cuando la relación vapor/fundido Rv es de 0,1 (figura 3.02a). El grado de exsolución

y vesiculación de un cuerpo magmático está controlado por la composición y profundidad del

mismo. Un fundido con contenidos iniciales de CO2 de 1 % y relaciones de H2O/CO2

cercanos a 5, a una profundidad de 6 km presenta una vesiculación cercana al 40% (figura

3.02b).

Algunos procesos geológicos como la generación y circulación de losa oceánica, y la

erosión continental afectan a los flujos de He desde los distinto reservorios de


55

almacenamiento en el planeta (Jackson, 1998). Como resultado, la relación de 3He no

radigénico con el 4He radigénico en diferentes rocas y cuerpos de agua caracterizan las

distintas fuentes de He: por ejemplo el helio del aire es relativamente pobre en 3He comparado

con el helio en los basaltos de dorsales centrooceánicas y hot spots como los de Hawai. Esto

se debe a que la mayoría del helio en el aire proviene de roca de corteza continental, rica en

uranio y torio, que generan cantidades significativas de 4He a partir del decaimiento

radioactivo. Estas rocas han evolucionado cerca de la superficie durante largos periodos

geológicos y probablemente su 3He original desprendido hacia el aire haya sido perdido por la

atmósfera hace ya mucho tiempo atrás. Solo fuentes que se encuentren profundamente

sepultadas pueden retener aún el 3He que se encontraba inicialmente presente en la Tierra

cuando esta se formó a partir de los objetos de la nebulosa solar. Los valores

comparativamente altos de la relación 3He/4He de los basaltos de Hawai (Carroll y Holloway,

1994, Giggenbach, 1997) sugieren que estos serían derivados, al menos en parte, de una

región profunda del manto, posiblemente a partir de un remanente de material no desgasado

desde los inicios de la historia de la Tierra.

De manera similar, investigaciones sobre 40Ar radigénico (producido a partir del

decaimiento radiactivo de 40K) comparado con el 36Ar no radigénico, tanto en rocas terrestres

como meteoríticas, sugiere que en el manto terrestre se pueden diferenciar dos sectores en

relación con el contenido de este componente (Jackson, 1998; Wallace y Anderson, 2000).

Una de estos sectores ha perdido la mayoría de su Ar y probablemente la mayor parte de todos

sus volátiles, incluyendo los mas reactivos como el H2O, que son fácilmente disueltos en las

fundidos silicáticos y llevados a superficie por magmas. La otra parte parece tener aún mucho

de su Ar no radigénico (36Ar) y evidentemente se mantiene en un estado relativamente

primordial. Casi todo el argón en aire es 40Ar, pero hay menos 40Ar que lo que se esperaría

basado en el contenido de 40K de la Tierra, que es en forma independiente razonablemente

bien conocido. Por lo tanto, debe haber una parte importante de la Tierra que contenga la

porción del 40Ar, que ha sido producido por el decaimiento radiactivo de 40K durante la

historia del planeta, y que aún no ha alcanzado la atmósfera.

Los estudios de gases nobles son consistentes con la teoría de que durante la historia

temprana del planeta, la Tierra se encontraba cubierta por un profundo ”océano de magma”,

causado por la transformación a calor de parte de la energía potencial gravitacional del

material acrecionado (Wallace y Anderson, 2000). Los volátiles inertes, predominantemente

se deberían haber desgasado y concentrado en la atmósfera durante la formación del planeta.


56

Esta atmósfera temprana podría haber sido perdida en su gran mayoría por la Tierra como

consecuencia de la gran actividad solar y los violentos impactos meteoríticos. Cantidades

significativas de volátiles reactivos como el H2O habrían estado disueltos en el océano

magmático. La subsiguiente cristalización de este magma y la formación de minerales pobres

en H2O habrían promovido el desgasado y concentración de los volátiles reactivos en este

líquido residual en disminución, dando lugar a la formación, crecimiento y escape de burbujas

de gas.

Es conceptualmente importante que la actual tasa de desgasado de gas inerte no

radigénico y primordial, desde el magmatismo de dorsales centrooceánicas (basado en la tasa

de 3He y la relación de este último con otros gases inertes), multiplicada por la edad de la

tierra, resulta mucho menor que el total de neón y argón no radigénico que hay actualmente en

la atmósfera terrestre (Wallace y Anderson, 2000). Esto implica que la tasa de desgasado del

planeta fue mucho mayor en el pasado, o que una cantidad significativa de gas inerte ha sido

aportada a la zona superficial del planeta por la caída de meteoritos. La actual composición

isotópica de los gases inertes no-radigénicos que están siendo desgasados por el planeta, es

notablemente diferente de la que se encuentra en el aire. Esta discrepancia puede, sin

embargo, ser atribuida a una pérdida preferencial de la atmósfera terrestre de los isótopos de

menor masa.

La subducción provee un mecanismo mediante el cual los sedimentos y corteza

oceánica alterada son reciclados en el manto. Los sedimentos y la corteza alterada son

relativamente ricos en dos de los más importantes volátiles reactivos: CO2 almacenado en

carbonatos y H2O presente tanto en agua poral como en los minerales hidratados como las

arcillas. El CO2 es el mas volátil de los constituyentes mayoritarios de una fase vapor

magmática. Sus constantes de la Ley de Henry son efectivamente independientes de la

temperatura y tipo de magma. Para fundidos basálticos, Pawley et al. (1992) reportó un valor

de 0,49 mg/kg-bar, mientras que Blank et al. (1993) da una de 0,63 mg/kg-bar para fundidos

graníticos; ellos corresponden a un valor promedio de Qi de aproximadamente 250. De

acuerdo con la figura 3.02b, un fundido con contenidos iniciales de CO2 de 1000 mg/kg se

comenzaría a vesicular a presiones de aproximadamente 2 kbares o profundidades de

aproximadamente 6 km. La presencia de agua tendría un efecto menor sobre la presión total.

A contenidos factibles de CO2 de 10000 mg/kg, o 1 % en peso, la vesiculación comenzaría a

presiones de 20 kbares. Esto correspondería a profundidades de casi 60 km, aproximadamente

la zona de generación de magma del arco, y soportaría la premisa de que una fase vapor


57

separada se encuentra presente en magmas andesíticos ascendentes durante todo el trayecto

desde su origen hasta la superficie (Giggenbach, 1996).

Durante el proceso de subducción, la mayoría de los minerales hidratados se

descomponen a minerales anhidros, con la consecuente liberación de vapor de agua, a medida

que las rocas subductadas se calientan. El agua poral y el agua liberada de los minerales

hidratados tiende a ascender, incrementa la presión a partir del colapso poral por el peso de las

rocas suprayacentes y fuerza la salida del agua de las rocas en ambientes profundos. Es

posible que existan almacenamientos de agua en profundidad, debido a estudios

experimentales que muestran que algunos silicatos magnesianos densamente hidratados son

estables a presiones y temperaturas muy altas. También pueden encontrarse pequeñas

concentraciones de agua en forma estructural como OH- en minerales como olivinas y

piroxenos (Wallace et al., 1995; Jackson, 1998). Los magmas basálticos asociados a

subducción son notablemente mas ricos en H2O que los asociados a dorsales centrooceánicas

o islas oceánicas, y estos pueden retornar a la superficie la mayoría o toda el agua subductada.

Solo una fracción menor del agua subductada puede ser incorporada al circuito dentro del

manto profundo.

Las rocas carbonáticas, si se mezclan con rocas cuarzosas sufrirán reacciones de

decarbonatación durante la subducción en la zona de corteza profunda y superficie del manto

superior, dando lugar a la formación de CO2 gaseoso y su consecuente retorno a superficie.

Esta puede ser una fuente de una parte del CO2 en reservorios gaseosos y vertientes calientes,

sin embargo en estos ambientes, la mayoría del CO2 proviene de fuentes superficiales como

aguas subterráneas calentadas. Las rocas carbonáticas sin mezcla, o con minerales pobres en

sílice, son refractarias y pueden mantenerse estables hasta grandes profundidades en el manto.

La subducción de estas rocas puede potencialmente introducir CO2 como roca carbonática en

el manto profundo donde puede persistir. La subducción de rocas carbonáticas posiblemente

aumentó durante los últimos 180 millones de años, debido a la evolución biológica de

foraminíferos pelágicos y la formación de abundante carbonatos oceánicos subductados en

profundidad, revirtiendo posiblemente el flujo de CO2 desde la corteza hacia el manto

nuevamente (Carroll y Holloway, 1994). Sin embargo, el flujo de CO2 asociado al volcanismo

en áreas de subducción está aún pobremente estudiado.

La residencia en profundidad del CO2, dentro de una estructura mineral, es posible

debido a que a profundidades de manto somero los minerales carbonáticos como las dolomita

se vuelven estables en un arreglo de minerales silicáticos. Bajo condiciones de presión y


58

temperatura en las que la dolomita es estable en el manto, el CO2 es muy soluble en fundidos

silicáticos y pueden favorecer la fusión parcial a temperaturas relativamente bajas (Jackson,

1998; Wallace y Anderson, 2000). El ascenso de magmas ricos en carbonatos está

caracterizado por la liberación de CO2 a presiones someras de manto superior. Las cantidades

anuales de volátiles reactivos como H2O y Cl que son subductados están en el rango, en

estimaciones groseras, de lo que es retornado a superficie en los arcos magmáticos. Si el H2O

y el Cl subductado no retornara a la superficie, entonces la formación, alteración y subducción

de corteza oceánica consumiría el agua y la sal de los océanos. Sin embargo, es sabido que la

corteza y el agua oceánica han existido durante la mayor parte de la historia de la Tierra y la

subducción no ha causado el vaciamiento de los océanos. Por lo tanto, toda el agua perdida en

la corteza oceánica alterada es seguramente devuelta a los océanos, en su mayoría, mediante

la deshidratación de la corteza subductada y el magmatismo relacionado a esta subducción

(Wallace et al., 1995).

Debido a que el H2O es unos de los volátiles magmáticos de mayor solubilidad, el

desprendimiento desde un fundido es un proceso que cobra relevancia a profundidades más

someras. Mientras la mayoría de los volátiles se pierden hacia la fase gaseosa, cerca del 80%

del agua continua en el fundido (figura 3.02). Las solubilidades de las especies de S, Cl y F

son relativamente altas también si se las compara con el CO2, y son fuertemente dependientes

de la presión y la composición del fundido (Shinohara et al., 1989). En la figura 3.02, la curva

del HCl representa su solubilidad a presiones cercanas a la atmosférica, mientras que para el

Cl total se indican además dos curvas para presiones de 1 y 2 kbar. La alta solubilidad de las

especies que contienen S, Cl y F hace prever que serán exsueltas en un grado mayor solo a

valores de Rv > 1, que corresponden a profundidades menores a 1 km (Giggenbach, 1996).

De acuerdo con las evaluaciones teóricas que se desprenden de la figura 3.02, y los

datos obtenidos experimentalmente por numerosos autores (Wyllie y Tuttle, 1961; Kilinc y

Burham, 1972; Matsuo, 1986; Shinohara et al., 1989; Webster, 1992; entre otros), se ha

definido un orden de exsolución o escape de los volátiles magmáticos mayoritarios de la

siguiente forma: CO2 > S > HCl > H2O > HF. Donde en una situación ideal de desgasado a

partir de un magma fresco, debería notarse inicialmente mayores valores de CO2 por ser el

volátil más insoluble y concentraciones decrecientes hacia el HF más soluble. De esta forma,

a medida que el desgasado avanza, las concentraciones deberían acusar un empobrecimiento

en los compuestos más insolubles y un aumento relativo en los más solubles. Sin embargo,

estas situaciones ideales y controladas en laboratorio muy pocas veces se reproducen en forma


59

exacta en los ambiente naturales, sino solo parcialmente debido a la acción de otros factores.

Las concentraciones de H2O resultan ser mucho mayores a las esperadas en gases de origen

magmático, pudiendo alcanzar hasta el 99% en volumen en muchos casos (Gigenbach, 1987).

Estos altos valores de H2O se deben a los distintos aportes al flujo magmático original

provenientes de la roca de caja o el ambiente hidroatmosférico.

De acuerdo con lo expuesto, se reconoce que uno de los principales procesos que

controlan las variaciones en la composición de las emisiones gaseosas es la separación gas-

fundido (dependiente de la solubilidad de las especies) o desgasificación parcial del magma.

Sin embargo, debido a la complejidad en el comportamiento de las distintas especies, la

variación composicional de las manifestaciones fluidas superficiales se ve afectada también

por la acción de otros procesos que operan en el sistema, y que ocurren en distintas etapas del

trayecto que realizan los fluidos desde que se desprenden del fundido magmático hasta el

punto de emisión en superficie.

3.2.2.- Procesos que controlan la evolución química de los fluidos en ascenso.

A partir del desprendimiento de los volátiles desde el cuerpo magmático, los

componentes de la fase fluida comienzan inevitablemente a enfriarse y transformarse, en

menor o mayor grado en función de las reacciones en las que se encuentren involucrados.

Estos componentes pueden interaccionar entre ellos, incluso aún dentro de la roca parental, o

con otros componentes ajenos al sistema magmático original, provenientes de la roca caja y/o

fluidos de origen meteórico. La permanente interacción, entre los distintos actores de un

sistema y su entorno, se produce siempre tendiendo a alcanzar el equilibrio. Sin embargo, esta

situación no siempre se alcanza sino solo parcialmente a través de equilibrios menores en

forma local. Los grandes sistemas de la tierra nunca están completamente en equilibrio, y los

sistemas geotérmicos (involucrando al sistema magmático profundo y los acuíferos

subterráneos asociados) constituyen buenos ejemplos de esto. En una escala de tiempo corta,

pueden ser vistos como estacionarios, es decir que cada parte del sistema permanece sin

cambios. Pero por otro lado, en una escala de tiempo geológica los sistemas geotérmicos son

transitorios (Arnórsson, 2000), cada sistema tiene una vida limitada y cada parte del sistema

cambia, es decir evoluciona, a lo largo de su historia.

A modo de ejemplo, si consideramos la convección en un acuífero, desde la zona de

recarga hasta la descarga en el campo geotérmico, es obvio que existen variaciones en la


60

temperatura, la presión y los gradientes composicionales a lo largo del sistema. El sistema no

puede estar en un equilibrio completo. Sin embargo, numerosos estudios han señalado que en

los sistemas geotérmicos existe equilibrio entre los fluidos y los minerales (Giggenbach, 1984

y 1988; Krauskopf y Bird, 1995; Arnórsson 1985 y 2000). Un modo más preciso de describir

esta situación sería decir que los estudios geoquímicos de los sistemas geotérmicos indican

que los fluidos se aproximan al equilibrio químico con algunos minerales de la roca. En este

caso, la condición de equilibrio entre fluidos y minerales en un sistema geotérmico se basa en

el concepto de equilibrio local. Este concepto asume que uno puede aislar un pequeño

volumen, o una parte de un sistema mayor, de modo que dentro del mismo el equilibrio se

mantenga, o mejor dicho, que se le aproxime bastante, de modo que se pueden aplicar a ese

sub sistema todas las variables y relaciones termodinámicas (Arnórsson, 1985).

Otra cuestión a considerar, es que la termodinámica no se ocupa de la velocidad de las

reacciones químicas, el concepto de equilibrio se refiere solo al resultado final, no al proceso

para alcanzarlo (Krauskopf y Bird, 1995). Los temas concernientes de las velocidades y

mecanismos de reacción pertenecen a la cinética, la otra disciplina mayor de la química física.

De acuerdo con esto, Arnórsson (2000) sugiere que en los sistemas que involucran fluidos

subterráneos las reacciones químicas se pueden clasificar en dos tipos: homogéneas y

heterogéneas. Por reacciones homogéneas se consideran a aquellas reacciones desarrolladas

entre componentes en la fase acuosa. Mientras que reacciones heterogéneas son aquellas

reacciones que involucran componentes de la fase acuosa y algún mineral o minerales de la

roca.

En las reacciones homogéneas las velocidades dependen únicamente de la

temperatura, de la constante cinética (tasa de reacción) y de cuán lejos está el sistema del

equilibrio. En cambio, en las reacciones heterogéneas la velocidad depende también del área

superficial entre las fases, además de la temperatura, la constante cinética y de cuán lejos está

el sistema del equilibrio. En este punto, se debe considerar que el equilibrio exacto es solo un

caso hipotético limitante, y que mientras la reacción avanza hacia el equilibrio la velocidad se

reduce exponencialmente. Según Arnórsson (2000), el grado de proximidad de un equilibrio

químico local específico en un sistema de estas características depende de:

1. temperatura del sistema,

2. velocidad de flujo de materia entre fases y especies acuosas en el sistema

3. velocidad de flujo de materia a través del sistema


61

4. cantidad de transferencia de masa requerida para alcanzar el equilibrio.

Los conceptos de equilibrio y velocidad de reacción, deben ser considerados para

entender el comportamiento de dos importante variables involucradas en la evolución de los

fluidos volcánicos y magmáticos hidrotermales, el potencial redox y la acidez (Giggenbach,

1997). Algunas reacciones homogéneas son rápidas y las condiciones de equilibrio pueden

aproximarse en pocos segundos, una reacción de este tipo es la que ocurre entre iones H+ y

bicarbonato. Otro tipo de reacciones homogéneas, las reacciones de óxido-reducción, son

lentas. Como ejemplo se pueden citar reacciones entre sulfuro disuelto y sulfato o entre

dióxido de carbono y metano (Stumm y Morgan, 1996). Sin embargo, como se detalla más

abajo, la gran diferencia entre los contenidos relativos de los componentes que controlan el

potencial redox en los fluidos, y los componentes generadores de acidez, permitiría que en la

mayoría de los casos un sistema alcance el equilibrio con respecto al potencial redox antes de

ser alcanzado con respecto a la acidez (Reyes et al, 1993; Giggenbach, 1993).

El potencial redox y la acidez, son las dos variables de mayor relevancia, además de la

temperatura y presión, que intervienen en la evolución química de los fluidos. Según

Giggenbach (1997), cualquier evaluación detallada de la evolución química de los fluidos,

durante su viaje a través de la corteza, implica el conocimiento e identificación de los

procesos que involucran a estas dos principales variables.

3.2.2.1.- Procesos que controlan el potencial redox y la acidez

De acuerdo con estudios realizados por Giggenbach (1987), con respecto a procesos

redox que controlan la composición química de los gases volcánicos, se ha observado que el

H2 sería la especie que mejor refleja los cambios en las condiciones redox del sistema. A

partir de esta característica, la relación entre la fugacidad del H2 (fH2) y la fugacidad (presión

parcial) del vapor de agua (fH2O), es utilizada para definir la variable RH, que caracterizaría

las condiciones redox del ambiente de acuerdo con la siguiente la ecuación:

RH = log (fH2 / fH2O) [3.4]

que en el caso de gases volcánicos de alta temperatura puede ser considerada como:

RH = log (xH2 / xH2O)


62

donde x es la fracción molar analítica del gas. Los valores de RH están relacionados con otra

variable comúnmente utilizada para describir potenciales redox, la fugacidad de O2 (fO2),

según la ecuación:

log fO2 = 5,30 – 25,552 / T – 2 RH [3.5]

determinada (donde temperatura T es en ºK) mediante el uso de datos termodinámicos

aportados por Barin y Knacke (1973) para el equilibrio de la fase vapor,

2 H2O (g) 2 H2 (g) + O2 (g) [3.6]

Según el mismo autor (Giggenbach, 1987, 1992c), en sistemas hidrotermales de bajas

temperaturas (< 350ºC), la fO2 no sería una variable adecuada debido a que los contenidos de

O2 en el equilibrio son muy dificultosos de medir. De esta manera, el RH se vuelve una

variable mucho más relevante y factible de medir. En contraste con la dependencia de las altas

temperaturas de la fO2 para fluidos en equilibrio con roca de la corteza, el RH se mantiene

prácticamente constante y se puede tomar un valor de -2,8 para describir el potencial redox

del equilibrio a las distintas temperaturas de interés. Este valor corresponde al equilibrio

alcanzado por fluidos acuosos con roca conteniendo Fe divalente (FeO) y trivalente (FeO1,5)

en cantidades aproximadamente iguales. Esto fue calculado mediante el uso de fayalita

(simbolizado para este fin como FeO) y hematita (FeO1,5) como fases minerales, que

contienen hierro en esos dos estados de oxidación, mas adecuadas termodinámicamente para

representar las condiciones de este tipo de sistemas.

En la figura 3.03 de Giggenbach (1997), se presentan valores de RH para gases de alta

temperatura en función de la temperatura de la descarga, de manifestaciones gaseosas de

distintos ambientes magmáticos tectónicos (Shinohara et al., 1993; Giggenbach y Matsuo,

1991; Giggenbach, 1996), junto con las líneas de isoactividad para los pares redox mas

importante que involucran a las fases gaseosas y minerales. Las líneas que involucran

CH4/CO2 y H2S/SO2 indicadas como “surface” corresponden a estados equilibrios cercanos a

la superficie, mientras que aquellas indicadas como “brine” corresponden a ambientes

profundos. Los puntos ploteados siguen claramente la tendencia sugerida por la línea de

coexistencia H2S-SO2 a presiones cercanas a la atmosférica. De esta manera, el autor

determina que los gases volcánicos estarían controlados a bajas presiones y temperaturas por

el buffer H2S/SO2, las dos especies gaseosas de S en sus estados de oxidación más

importantes bajo condiciones magmáticas (Giggenbach, 1997).


63

Figura 3.03 - Valores de RH para gases de alta temperatura en función de la temperatura de descarga para distintos ambientes magmático tectónicos (basálticos: KL, Kilauea; SN, Galápago; y andesíticos: PP, Papandayan; WI, White Island; VU, Vulcano; NG, Ngauruhoe; SI, Satsuma Iwojima), junto con las líneas de isoactividad para pares redox mayores que involucran componentes gaseosas y minerales. (modificado de Giggenbach, 1997).

A medida que los gases volcánicos se van enfriando, se vuelvan más oxidantes con

respecto a la roca. De esta manera, la persistente interacción de vapores originalmente

magmáticos con la roca a temperaturas en descenso, puede conducir a una oxidación gradual

de la roca con la consecuente reducción del gas. Un ambiente seco gas dominado, típico de

conductos tipo chimenea con sistemas hidrotermales centrados en estructuras volcánicas, son

menos propensos a alcanzar el equilibrio con la roca que aquellos ocupados por soluciones

acuosas de sistemas líquido-dominados (Reyes et al., 1993).

En los sistemas donde la fase acuosa controla las condiciones del ambiente, las

temperaturas suelen ser menores y los tiempos de residencia más prolongados. De esta

manera, se logra una absorción mas efectiva de los volátiles originalmente magmáticos por


64

parte de las aguas subsuperficiales invadidas, lo que conduce a la formación de soluciones

altamente reactivas. En la figura 3.03, se ilustran los procesos que comúnmente controlan las

condiciones redox en sistemas hidrotermales líquido-dominados según valores de RH en

función de la temperatura.

En contacto con agua líquida, el SO2, uno de los componentes mayoritarios de la fase

vapor magmática, sufre un proceso de dismutación según la siguiente reacción:

4 SO2 (ac) + 4 H2O (l) H2S (ac) + 3 H2SO4 (ac) [3.7]

para formar H2S y alguna de las especies de sulfato (H2SO4, HSO4- o SO4

=), dependiendo de

la acidez (Murray y Cubicciotti, 1983). Así, en sistemas líquido dominados, las condiciones

redox comenzarán a ser controladas por la coexistencia del H2S y especies sulfato en lugar del

SO2. Para esta situación, Ellis y Mahon (1977) y Henley y Ellis (1983), explican el control del

potencial redox por las concentraciones de sulfato (SO4=) y bisulfato (HSO4

-) con respecto a

sulfuro de hidrógeno (H2S) y bisulfuro (HS-), en función de la fugacidad de O2 (fO2). De

manera similar, Naboko y Karpov (1977) y Pampura et al. (1975) evalúan estas variaciones

en las condiciones redox y acidez, durante el ascenso y enfriamiento de los fluidos, a través de

los típicos diagramas Eh-pH.

En la figura 3.04, Giggenbach (1997) señala en forma esquemática como la evolución

de la solución buffer H2S-especie sulfato, que controla las condiciones redox del ambiente,

dependerá de la otra variable principal, “la acidez”. En este sentido, se ilustran como ejemplo

líneas de isoactividad de H2S-sulfato para valores de pH de 3 y 6.

A pH de 3, la línea de fluido buffer atraviesa la línea de coexistencia pirita-alunita

calculada según la reacción [3.8] a temperaturas de 250ºC aproximadamente.

2 FeS2 + 2 KAl3Si3O12H2 + 19 H2O 2 KAl3(SO4)2(OH)6 + Fe2O3 + 6 SiO2 (s) + 15 H2

[3.8]

En contacto con estas soluciones altamente oxidantes, cualquier hierro divalente de la

roca es inmediatamente oxidado a Fe3+. De esta manera, la hematita ha sido la especie

termodinámicamente más adecuada para balancear la pirita. Se asume a las micas de potasio

como el aluminosilicato (Al-silicato) más adecuado, con actividades de sílice controlada por


65

calcedonia, la forma microcristalina del cuarzo. La elección de cualquier otro Al-silicato,

como feldespato potásico y caolinita, generaría solo un efecto insignificante en la posición del

campo de estabilidad de la alunita.

Figura 3.04 - Buffer redox en sistema hidrotermal líquido-dominado con estrecha asociación volcano-mamgática. (modificado de Giggenbach, 1997).

A pH 6, la línea de fluido buffer atraviesa el límite de coexistencia pirita-anhidrita,

calculado en base a la reacción [3.9]:

2 FeS2 + 4 Ca-Al 2-silicato + n H2O 4 CaSO4 + Fe2O3 + 4 Al2-silicato + 15 H2 [3.9]

donde los valores de n dependen de la naturaleza del aluminosilicato de Ca, laumontita,

wairakita o anortita según la tremperatura. El Al2-silicato es caolinita hasta los 250 ºC, y

después pirofilita (Giggenbach, 1984).


66

En realidad, la formación de anhidrita o alunita depende, como se observó arriba, de la

acidez de las soluciones y de la disponibilidad de los componentes involucrados en su

formación en cantidades de saturación; Ca y SO4 en el caso de anhidrita, y K, Al y SO4 en el

caso de la alunita. En el caso de sistemas hidrotermales hospedados en una roca cortical

promedio, el arreglo de equilibrio completo acomoda Na en forma de albita, K y un exceso de

Al bajo la forma de uno de los pares buffer más importantes, K-mica y K-feldespato, y Mg en

forma de clorita, hasta los 300 ºC y biotita a mayores temperaturas (Giggenbach, 1997).

El estado final de interacción de cualquier fluido con su roca de caja en un sistema de

alteración roca dominado, a una determinada temperatura, corresponde al alcance del

“completo equilibrio”, con un arreglo que contiene todos los componentes de la roca original

en la forma de sus respectivos minerales termodinámicamente estables (Giggenbach, 1984).

La elección de los minerales del equilibrio completo, es determinada mayormente por la

necesidad de representar adecuadamente el potencial químico de la roca, y no con el objeto de

generar un duplicado exacto de la composición mineralógica de la roca involucrada.

Teniendo en cuenta las variaciones en la posición de las líneas de isoactividad, debidas

a variaciones composicionales, las condiciones redox definidas por el “fluido buffer” y las

líneas de coexistencia pirita-alunita y H2S-HSO4-, coinciden cercanamente con aquellas

delineadas por Stroffregen (1987) para Summitville, Colorado, un ejemplo bien estudiado de

depósitos de “alta sulfuración” (Brantley et al., 1987; White y Hedenquist, 1990). Las

condiciones redox en estos sistemas pueden ser controladas por uno, dos y hasta tres

potenciales sistemas buffer. Todos involucran azufre en sus estados de oxidación altos (+4 o

+6) y bajos (-2), y es probablemente inútil tratar de singularizar un sistema específico. Las

distintas líneas buffer mostradas, deberían ser vistas como manifestaciones esencialmente

equivalentes de una y el mismo proceso buffer: la conversión de azufre en un estado

altamente oxidado, heredado del magma parental y presente en el vapor (disuelto o como un

sólido), a una forma más reducida, donde el agente reductor es esencialmente el Fe divalente

de la roca de caja.

Así como el Fe, en sus dos estados de oxidación, ejerce su efecto en el control redox

en rocas corticales de asociación ígnea, en las rocas sedimentarias sería el carbono

sedimentario presente en forma elemental, grafito, como hidrocarburos o carbonato el

componente que actuaría como buffer en la roca. La posición de una línea buffer de potencial

redox que involucra especies de C puede ser evaluada mediante el empleo de minerales que

forman parte del equilibrio y la reacción:


67

C (grafito) + Ca-Al 2-silicato + KAlSi3O8 + n H2O CaCO3 + KAl3Si3O12H2 + 2 H2 [3.10]

Los valores de RH correspondientes abarcan un rango comparativamente estrecho (fig.

3.04), que va aproximadamente desde los -2,8 a 100º C hasta un máximo de -2,3 a 250º C y

nunca se desvía mucho del buffer FeO/FeO1,5. Estos dos sistemas serían entonces los que se

esperarían que contribuyan, de manera más significativa, a la capacidad buffer de las rocas

corticales para controlar el potencial redox. El buffer Fe sería el agente más importante en

rocas ígneas y el buffer C posiblemente tomaría su lugar en las rocas sedimentarias.

Como ya se mencionó anteriormente, las especies de S se encuentran entre las más

importantes generadoras de acidez en las soluciones involucradas en este tipo de ambientes.

Las otras dos especies de relevancia, que pueden ser consideradas fuentes de acidez, en

soluciones magmáticas hidrotermales son CO2 y HCl. Debido a la alta complejidad de la

química de estos sistemas acuosos, el S puede existir bajo la forma de distintas especies

generadoras de acidez, como son H2SO3, H2SO4, HSO4-, H2S y los politionatos (SxO6

2-) que a

partir de ellos se generen (Takano et al, 2000). Sin embargo, considerando que algunas de

estas especies son ácidos débiles, y que parte del contenido inicialmente alto de S magmático

es removido del sistema fluido en forma de minerales de Sulfuros o Sulfatos, en algunas

ocasiones la capacidad de las especies de S para generar acidez puede quedar limitada

(Giggenbach, 1997). En este caso, la disponibilidad de las especies CO2 y HCl por parte del

sistema, hará que contribuyan de manera mucho más significativa a la acidez de las

soluciones, particularmente en ambientes más profundos, donde las especies de azufre aún no

han sido oxidadas para generar ácidos fuertes.

En la figura 3.04 se puede observar una aproximación inicial sobre los respectivos

rangos de acción del CO2 y el HCl según Giggenbach (1996), en base a las proporciones

relativas de varias especies en equilibrio con la roca de corteza promedio. La reacción mas

importante que controla la concentración de HCl consiste en la conversión de silicatos, como

feldespatos, a silicatos laminares como illita, de acuerdo con la reacción

3 KAl3Si3O8 + 2 HCl KAl 3Si3O10(OH)2 + 2 KCl + 6 SiO2 [3.11]

La otra especie clorurada importante en solución es el NaCl, y la distribución en el

equilibrio de las tres especies (HCl, KCl y NaCl) fue evaluada mediante el uso de constantes


68

de equilibrio reportadas por Sverjensky et al. (1991) y Shinohara et al. (1989) para soluciones

hidrotermales de alta temperatura. Según estos autores, las soluciones en equilibrio con los

feldespatos a 800ºC contienen NaCl y KCl en proporciones similares a la fracción molar de

HCl y que son cercanas a 35%. De acuerdo con la figura 3.05 , a 800ºC la relación HCl/KCl

es cercana a la unidad; sin embargo a temperaturas por debajo de los 400ºC el HCl se vuelve

una especie en solución menor, permitiendo que otras especies, como el CO2, adquieran

mayor relevancia como componentes generadores de acidez.

Figura 3.05 - Cantidad de CO2 y Cl disuelto, presente en forma de NaCl, KCl y HCl en soluciones en equilibrio con una roca cortical promedio. El contenido inicial de CO2 en la solución “magmática” se asume 10 wt% o 4 mol%. (modificado de Giggenbach, 1997).

Para estimar los contenidos de CO2 en equilibrio en soluciones hidrotermales roca-

dominadas, se emplean reacciones que involucran arreglos minerales como el siguiente:

CaAl2-silicato + KAlSi3O8 + CO2 + H2O CaCO3 + KAl3Si3O10(OH)2 + n SiO2 [3.12]

Asumiendo un contenido inicial de CO2 disuelto en los fluidos magma derivados de

10 % en peso, el sistema permanece inerte con respecto a esta reacción hasta los 330º C. Por

debajo de los 330ºC los contenidos de CO2 en equilibrio disminuyen rápidamente hasta

reducirse a 1 % en peso a los 280º C, y 0,1 % en peso a los 230º C. En otras palabras, cada

descenso en la temperatura de 50º C conduce a una remoción teórica del 90 % de la cantidad

de CO2 disuelto en equilibrio, para transformarse en calcita (Giggenbach, 1997).


69

De acuerdo con la figura 3.05, la influencia de las especies HCl y CO2, está limitada a

dos rangos de temperatura bien separados. Debido a que los contenidos de HCl son muy bajos

a temperaturas por debajo de los 500º C, y que el CO2 se hace importante como generador de

acidez recién por debajo de los 330º C, se origina un rango (en sistemas de alteración roca-

dominados) donde ninguna especie está disponible para generar una alteración ácida. Bajo

estas condiciones los procesos de alteración predominantes que afectan la roca primaria son

recristalizaciones isoquímicas, silicificación, hidratación y algún metasomatismo potásico,

típico de zonas de alteración potásica profunda ubicadas en la zona de mayor ascenso de

fluidos del sistema hidrotermal (Lowell y Guilbert, 1970; Giggenbach, 1984).

De manera análoga al potencial redox, los fluidos ascendentes de origen inicialmente

magmático pueden evolucionar por dos vías diferentes con respecto a la acidez. Una es la que

correspondería a los gases y aguas volcánicas, que implica el ascenso y enfriamiento de

fluidos de alta temperatura, inicialmente en equilibrio con fundido o roca magmática, bajo

condiciones de flujo y velocidad de ascenso que impiden el reequilibrio, y que preservan la

alta relación HCl/KCl inicial. La otra vía es la que corresponde al fluido que se mantiene en

equilibrio permanente con la roca, en su forma termodinámicamente estable recristalizada

isoquímicamente. En este caso, la acidez es controlada por la coexistencia de feldespatos y

micas, y las soluciones involucradas (Giggenbach, 1997). Para que esta situación se desarrolle

de manera eficiente, el sistema requiere que el fluido tenga condiciones de flujo y tiempos de

residencia suficientemente prolongados que permitan alcanzar el estado de equilibrio.

Los fluidos que siguen la vía volcánica, resultan en aguas que se vuelven rápidamente

agresivas debido al ataque ácido que efectúan sobre cualquier roca que se interpone en su

camino. Los únicos minerales estables en contacto con estos fluidos son fases altamente

empobrecida en cationes: andalucita sobre los 380º C, pirofilita por debajo de los 300º C y

después caolinita. Sin embargo, en la mayoría de los sistemas reales, los fluidos

probablemente sigan un camino intermedio de evolución entre las dos vías antes

mencionadas. En este caso, las K-micas o illita pueden permanecer estables hasta

temperaturas medianamente bajas, mientras que fases empobrecidas en cationes, como la

caolinita, pueden solo formarse a bajas temperaturas (Shinohara et al., 1989; Sverjensky et

al., 1991).

La solubilidad de muchos silicatos primarios de las rocas comunes depende del pH.

Según Arnórsson (2000), ejemplos de esto puede reconocerse en olivinas y piroxenos, como

se muestra más abajo para forsterita y diópsido:


70

Mg2SiO4 + 4H+ 2 Mg+2 + H4SiO4 [3.13]

CaMgSi2O6 + 4H+ + 2 H2O Ca+2 + Mg+2 + 2 H4SiO4 [3.14]

En otros minerales, como los feldespatos, se identifican solubilidades independientes

del pH, en el rango observado normalmente en las aguas naturales. Esto se puede ejemplificar

con la albita:

NaAlSi3O8 + 8 H2O Na+ + Al (OH) 4- + 3 H4SiO4 [3.15]

Cuando el pH es neutro o alcalino el Al disuelto estará en la forma Al(OH) 4-. Mientras

que, en soluciones ácidas, el Al disuelto estará presente sobre todo como Al+3, en cuyo caso la

solubilidad de la albita se vuelve dependiente del pH:

NaAlSi3O8 + 4H+ + 4 H2O Na+ + Al+3 + 3 H4SiO4 [3.16]

Frecuentemente la precipitación de los minerales también está relacionada con el pH.

Un ejemplo está dado por:

Fe+3 + 3OH- Fe (OH) 3 [3.17]

Ya que la disolución de muchos minerales formadores de roca involucra el consumo

de protones y la liberación de cationes dentro de la solución, junto con sílice, el proceso de

disolución puede ser descrito como un proceso ácido-base, en el cual el agua juega el rol del

ácido y los minerales primarios de la roca el rol de la base. La disolución progresiva de los

minerales de la roca trae aparejado un aumento en la relación catión / protón, el cual se debe a

un descenso del ión hidrógeno, o a un aumento en la concentración acuosa de los cationes

derivados de la roca o a ambos factores a la vez (Arnórsson, 2000).

Un factor importante que afecta los grados relativos de obtención del equilibrio con

respecto al potencial redox y la acidez es la proporción relativa de componentes que controlan

la acidez y redox presentes en el sistema. Debido a que los minerales involucrados en el

control de la acidez y el potencial redox son diferentes, es de esperarse que ambos se acerquen

a los valores de equilibrio de manera independiente. En este sentido, la gran diferencia entre

los contenidos relativos de los componentes que controlan el potencial redox en los fluidos


71

(representados por los contenidos de H2, CH4 y H2S), y los componentes generadores de

acidez (mayormente especies de S, CO2 y HCl), implicaría que en la mayoría de los casos un

sistema debería alcanzar el equilibrio en el potencial redox mucho más rápidamente que con

respecto a la acidez (Reyes et al, 1993; Giggenbach, 1993).

3.2.2.2.- Relación agua/roca y el tiempo de residencia de los fluidos

A medida que los fluidos de origen magmático (gases, agua, vapor, o una mezcla de

ellos) se acercan a la superficie parte de ellos puede comenzar a condensar, y esta situación se

ve favorecida si se encuentran con aguas frías infiltradas de origen meteórico. De esta manera

las interacciones agua-roca comienzan a tomar relevancia progresivamente, lo cual implica

tener en consideración variables como la relación en volumen agua/roca y el tiempo de

residencia de los fluidos en el sistema (Ellis y Mahon, 1964; Henley y Ellis, 1983; Arnórsson,

1985; Reed, 1997).

En todo sistema que implique la circulación de fluidos a través de un cuerpo de roca,

el fluido va a reaccionar químicamente con la roca y, como en el caso de cualquier reacción

química, modificará el sistema hacia condiciones de equilibrio. El grado de proximidad al

equilibrio en cada punto del sistema (equilibrio local) dependerá de la velocidad de la

reacción y de la velocidad del flujo de fluido a través de la roca. En la mayoría de los casos,

las velocidades de reacción aumentan con el ascenso de la temperatura. Como regla general,

se puede considerar que las velocidades de reacción van a aumentar al doble o al triple con un

aumento de la temperatura de 10º C. Por lo tanto, un aumento de 100º C producirá un

aumento en las velocidades de reacción de 210 a 310, ó 1.024 a 59.049 veces (Arnórsson,

2000). Por este motivo, se puede observar que en general las rocas están altamente alteradas

en los sistemas geotérmicos de alta temperatura (T>200º C), mientras que se observan

pequeñas alteraciones en las rocas cercanas a la superficie de la Tierra, si nunca estuvieron

expuestas a calentamientos con posterioridad a su formación. Para tal motivo, un fluido

acuoso provee el medio mas adecuado para la transferencia de temperatura y para que

interactúen los componentes involucrados en la reacción. De esta manera, la proporción de

agua circulando en relación a la de roca afectada se hace un parámetro a considerar.

En numerosos sistemas hidrotermales adyacentes a batolitos en enfriamiento, se

observó que se producía un importante intercambio de isótopos de oxígeno (Sheppard et al,

1971; Taylor, 1974; Criss, 1981). A partir de esta observación, mediante balances de isótopos


72

de oxígeno (18O/16O) se calcularon las relaciones en volumen agua/roca necesarias para

generar el intercambio isotópico correspondiente (Henley y Ellis, 1983). Otro parámetro

asociado a la relación agua/roca es el tiempo de residencia de los fluidos en el sistema, que da

una idea del grado de permeabilidad de la roca y de la contribución relativa al sistema de

recargas de mayor y menor recorrido. A diferencia de la relación agua /roca, el tiempo de

residencia ha sido evaluado de manera mas eficiente en función de isótopos de hidrógeno,

tanto tritio (3H) como deuterio (2H) (Wilson, 1963; Stewart, 1978). Esta información ha sido

considerada de gran relevancia para el conocimiento de un sistema, debido a que la

mineralogía secundaria, formada como consecuencia de la interacción agua-roca, estaría

controlada en mayor medida por la permeabilidad, temperatura y composición del fluido, más

que por el tipo de roca original (Browne, 1978; Henley y Ellis, 1983).

Sobre la base de evidencias isotópicas, existe una aceptación general de que las aguas

que se manifiestan en superficie en áreas geotermales son mayormente, sino exclusivamente,

de origen meteórico (Craig, 1963; Ellis y Mahon, 1964; Arnórsson, 1985; Giggenbach, 1997).

Sobre la base de esta hipótesis, que las aguas geotermales son a los fines prácticos, de origen

meteórico, se puede considerar que las interacciones progresivas agua-roca, que tienden hacia

el equilibrio, comienzan cuando el agua meteórica se infiltra en el suelo y va ganando calor y

acidez en profundidad por contacto con la roca caliente y fluidos de origen profundo. El agua

infiltrada, que tiene un bajo contenido de sólidos disueltos y es levemente ácida, está

subsaturada con respecto a la mayoría, si no a todos, los minerales comunes. Por esta razón,

este agua, a medida que se infiltra en el suelo y la roca subyacente, va a tender a disolver los

minerales presentes en las rocas circundantes. En este proceso aumentará su contenido en

sólidos disueltos y a medida que éste aumente, debido a la disolución de las rocas, el agua se

irá aproximando a la saturación (equilibrio) con respecto a los minerales de la roca. Estos

minerales se van a disolver hasta tanto el agua se haya saturado con respecto a ellos. Sin

embargo si la roca es ígnea o metamórfica de alto grado es probable que el agua alcance la

saturación con minerales que no sean los primarios, por ser estos menos solubles, antes de

alcanzar la saturación con los minerales primarios de la roca. Los minerales primarios de

rocas que se han formado en un ambiente de alta energía (tales como minerales de rocas

ígneas y metamórficas de alto grado) serán probablemente más solubles que los minerales

hidrotermales que se forman en un ambiente de menor energía (Arnórsson, 2000).

Si los minerales secundarios son menos solubles que los primarios, el agua nunca

alcanzará la saturación con estos últimos. La extracción de los constituyentes disueltos,


73

mediante la precipitación de minerales secundarios, asegura que el agua se mantenga

subsaturada con respecto a los minerales primarios. Esto conducirá a que el agua continúe

disolviendo minerales primarios y a que los minerales secundarios continúen precipitando en

su lugar. Si se le da a este proceso tiempo suficiente la mineralogía de la roca puede resultar

completamente transformada. En el curso de este proceso algunos materiales pueden ser

agregados a la roca por el agua que ingresa al sistema, mientras que otros pueden ser extraídos

por el agua que sale del sistema. Por otro lado, durante el proceso de alteración los elementos

traza pueden ser incorporados o substraídos de la roca en cantidades tales que sus

concentraciones en la roca alterada difieran mucho de la que presentaban en la roca fresca.

Así por ejemplo el azufre (sobre todo en forma de pirita), y el carbono (principalmente en

forma de calcita) pueden ser incorporados en grandes cantidades a las rocas alteradas en las

zonas de flujo ascendente de los sistemas geotermales, en los cuales se produce ebullición.

Por el contrario, la roca puede resultar en gran medida empobrecida en elementos móviles

tales como Cl y B (Arnórsson, 1985 y 2000).

Según (Henley y Ellis, 1983), con una adecuada permeabilidad, son factibles

intercambios de isótopos de oxígeno entre aguas y minerales de la roca a temperaturas por

encima de 100 – 150º C, particularmente en alumino silicatos de grano fino y laminares, y

calcita (Truesdell y Hulston, 1979). Sin embargo, el intercambio isotópico con cuarzo

primario es lento incluso a temperaturas por encima de los 300ºC (Clayton et al, 1968;

Blattner, 1975).

El proceso completo de interacción agua-roca en sistemas acuíferos, tal como ha sido

descrito, es un buen ejemplo de un cambio irreversible. Aún así, en ciertas partes de este

sistema el equilibrio local puede estar cerca de alcanzarse, o al menos algunos componentes

pueden estar cerca de alcanzarlo. Es decir que prevalecen los equilibrios locales parciales

(Arnórsson, 2000).

3.3.- Los componentes mayoritarios de la fase fluida (gases y aguas).

Las manifestaciones fluidas en ambientes volcánicos y áreas geotermales son ricas en

componentes químicos e isotópicos, muchos de los cuales brindan significativa información

acerca del sistema. De acuerdo con sus características, estos componentes pueden ser

clasificados convenientemente en dos grupos: componentes conservativos y componentes

reactivos (Arnórsson, 1985 y 2000).


74

3.3.1.- Componentes reactivos, conservativos y concepto de movilidad

Los constituyentes conservativos también se denominan no-reactivos, inertes,

incompatibles o simplemente trazadores. Esto se debe a que su principal característica es que

una vez incorporados a la fase fluida van a permanecer en ella. De esta manera, los

constituyentes conservativos proveen información acerca de su propio origen así como sobre

el origen de los fluidos. Por otro lado, los componentes reactivos también han sido

denominados como geoindicadores. Estos componentes tienden a reaccionar y equilibrarse

con los demás constituyentes del sistema, sean estos otros componentes reactivos de la fase

fluida o minerales de la roca parental o caja. Por este motivo, los componentes reactivos son

útiles para obtener información sobre los constituyentes con los que han interactuado, y

también sobre el estado físico de un eventual reservorio geotermal, tales como temperatura y

relaciones vapor / agua.

De algunos componentes se dice que son móviles y de otros que son inmóviles.

Movilidad e inmovilidad se refiere a la relación de concentraciones que presenta un

componente entre el fluido y la roca. Cuando un componente es móvil su concentración en el

fluido es alta en relación con aquella que presenta en la roca. Si la movilidad es del 100%, el

componente respectivo solo estará presente en la fase fluida si se da suficiente tiempo a la

interacción fluido-roca. De un componente de este tipo se dice que es conservativo. Algunos

componentes reactivos pueden ser altamente móviles, tal es el caso del Li en algunos sistemas

geotérmicos de alta temperatura. En esta situación, puede ser una aproximación aceptable

considerar como conservativo al componente reactivo respectivo.

Algunos de los elementos enumerados por Giggenbach (1991) como conservativos,

tales como Rb o Li, no son incompatibles, sino altamente móviles, al menos en algunos

sistemas geotermales. El grado de movilidad puede depender del ambiente geológico. En

determinadas circunstancias, algunos componentes conservativos se pueden volver reactivos

dependiendo de la intensidad de las interacciones fluido-roca posterior. Este es el caso con Ti,

Fe, Mg y Al. En las aguas de baja temperatura, que hayan experimentado reacciones limitadas

con la roca, también se vuelven reactivos otros componentes mayores. Estos incluyen Si, Ca,

Na, K, carbonato y algunas veces sulfato. El carácter reactivo de estos componentes se debe a

su tendencia a precipitar a partir de la solución, para formar minerales secundarios, y a

aproximarse al equilibrio local entre estos minerales y los componentes acuosos. De la misma

manera se ven afectados gases reactivos involucrados en estos equilibrios como CO2 o CH4 y

H2S (Arnórsson, 2000; Giggenbach, 1997).


75

Algunos componentes se mantienen habitualmente como conservativos en los

sistemas geotérmicos porque solo forman minerales solubles, de esta manera es altamente

improbable que el sistema pueda lograr que la solución llegue a saturarse con cualquiera de

dichos minerales. Ejemplos de tales componentes son Cl, B y Br. Otros constituyentes son

realmente inertes químicamente, como es el caso de los gases nobles (He, Ar, Ne, Xe),

mientras que otros constituyentes reaccionan lentamente y por lo tanto pueden ser

considerados como conservativos a todos los efectos prácticos (Giggenbach, 1996 y 1997).

Un ejemplo de este tipo lo constituye el N 2.

Las concentraciones de los componentes reactivos en fluidos geotermales equilibrados

dependen de los minerales con los cuales esos componentes se hayan equilibrado. Estos

minerales van a ser determinados por la composición del sistema, es decir, la composición de

la roca, de los fluidos magmáticos y del agua meteórica que ingresa en el sistema, para

condiciones de presión y temperatura específicas.

En los sistemas geotermales la presión varía desde alrededor de 1 bar en la superficie

hasta unos pocos cientos de bares, en las raíces de esos sistemas. Las variaciones de presión

dentro de este rango tienen un efecto limitando sobre los equilibrios mineral-solución, por lo

cual pueden ser ignorados. De esta forma, la temperatura y la composición del sistema son los

que fijan las actividades de los constituyentes reactivos en equilibrio. Como se verá mas

adelante, un componente reactivo puede ser de gran aplicabilidad como geoindicador si la

fase mineral, que controla la actividad de dicho componente, es estable para un amplio rango

de temperaturas y composición de la roca (Fournier, 1985). Ejemplos de esto son los

equilibrios entre sílice y cuarzo y entre Na, K y feldespato alcalino.

3.3.2.- Origen y contenidos relativos de N2

El nitrógeno molecular (N2) que predomina en la mayoría de los sistemas geotérmicos

es de origen atmosférico, de la misma manera que el argón (Heaton y Voguel, 1981). Por este

motivo, la relación N2/Ar es un indicador determinante de la participación atmosférica en la

composición de las manifestaciones geotermales. Así, los valores mas frecuentes de la

relación N2/Ar oscilan entre 34-38 (que corresponde al agua subterránea saturada en aire:

ASW) y 83-86 (valor de la relación en aire). Sin embargo, otra importante fuente de N2, que

suele producir relaciones de N2/Ar mucho mayores que la atmosférica en áreas volcánicas, es

la descomposición termogénica de material orgánico en sedimentos. En numerosas áreas


76

volcánicas a lo largo de límites de placas convergentes se encontraron valores superiores a

400, diez veces mayor a los esperados para valores meteóricos (Matsuo et al., 1978;

Giggenbach, 1982; Fischer et al., 2002; Snyder et al., 2003).

Valores de la relación N2/Ar mayores que los meteóricos pueden producirse por

reducción del Ar o por incremento del contenido de N2. El Ar, un gas noble, no es afectado

por ningún proceso químico que pueda disminuir su concentración original. Su solubilidad en

agua, especialmente a altas temperaturas, es similar a la del N2, evitando variaciones

significativas de la relación N2/Ar debido a los procesos de separación líquido-vapor

(Giggenbach, 1996). Además, la relación isotópica 40Ar/36Ar en descargas geotermales,

asociadas a volcanismo o no, nunca se desvía de manera significativa del valor atmosférico de

295, según lo observado por Giggenbach et al (1993), confirmando su origen esencialmente

meteórico. La causa mas común de incremento de la relación N2/Ar es entonces la adición de

N2, proveniente en su mayoría de la descomposición térmica de la materia orgánica (Matsuo

et al., 1978; Sano et al., 2001; Zhang y Zindler, 1993).

Giggenbach (1992a, 1995 a,b) relacionó diferencias en la relación N2/Ar con los

diferentes tipos de fuentes magmáticas que se encuentran por debajo de cada zona: altas

relaciones N2/Ar son características de descargas asociadas a magmas de tipo andesíticos en

áreas con subducción activa, mientras que valores considerablemente menores, cercanos a los

valores meteóricos de la relación N2/Ar, prevalecen en la zona del rift asociados a magmas

predominantemente manto derivados. La existencia de altos valores de N2/Ar en

manifestaciones gaseosas, tanto de centros volcánicos como geotermales, a lo largo de arcos

andesíticos sugiere que el enriquecimiento de N2 en ambos casos se debe al aporte dado por la

descomposición termogénica de los sedimentos subductados. De esta manera, el N2 de

sistemas magmáticos es un indicador de la participación de materia orgánica en el proceso de

subducción (Sano et al., 2001), y las variaciones a lo largo del arco reflejarían diferencias en

la incorporación de arcillas marinas en la zona de la fosa (Fischer et al., 2002). Por otro lado,

Snyder et al. (2002) observó que en algunos casos, la estrecha relación existente entre el N2 y

el CH4 indicaría que ambos gases serían derivados de materia orgánica alojada en corteza, y

no del proceso de subducción.


77

3.3.3.- Origen y contenidos relativos de Ar y He.

El grupo de elementos conocidos como gases nobles o inertes, presentan propiedades

únicas entre las otras especies químicas en manifestaciones gaseosas en áreas volcánicas y

magmáticas hidrotermales. Las bajas abundancias de estos elementos en general, y en la

composición atmosférica en particular con valores bien definidos, los hacen sensibles al

registro de aportes de otras fuentes de origen terrestre (Farley y Poreda, 1993; Poreda et al.,

1988). Otra propiedad destacable, es su alto grado de difusión y su nula reactividad con otros

componentes, permitiendo que acarreen consigo información inalterada desde sus fuentes en

el interior de la Tierra. Además, algunos de sus isótopos son producto de decaimiento

radioactivo, esto permite que sean utilizados como trazadores para discriminar entre las

diferentes fuentes que pueden haber contribuido en la composición de las manifestaciones

fluidas.

Los componentes que pueden contribuir de manera significativa, con el aporte de

gases nobles, en la composición de los fluidos son tres: 1) un componente profundo, incluso

mantélico, derivado directamente de la fuente magmática; 2) un componente radigénico o

cortical, proveniente de la roca de caja involucrada entre la fuente magmática y la superficie;

3) un componente atmosférico, que puede aportar tanto vía acuíferos someros como el ingreso

de aire directamente desde atmósfera (Ferrara y Magro, 1988).

Entre estos elementos, tal vez los de mayor relevancia sean He y Ar, particularmente

en las investigaciones que refieren a gases volcánicos y geotermia. En el caso del helio, se

debe a que la relación isotópica 3He/4He es considerada como un indicador sensible de gases

de origen profundo, sea mantélico o cortical, dada su baja concentración atmosférica.

Contrariamente, el Ar presenta valores atmosféricos notablemente mayores que cualquiera de

las otras dos posibles fuentes de origen terrestre, mantélico o cortical.

El helio tiene dos isótopos de relevancia: 3He y 4He. El 4He es un producto de la

cadena de decaimiento radiactivo de uranio (235U y 238U) y torio (232Th) a plomo (Pb),

mientras que la producción radigénica de 3He puede considerarse despreciable en cualquier

ambiente terrestre, es decir que se asume a todo 3He como de origen primordial. La corteza

continental es rica en uranio y torio, que generan cantidades significativas de 4He en forma

permanente. Estas rocas han evolucionado cerca de la superficie durante largos periodos

geológicos, y probablemente su 3He original desprendido hacia el aire haya sido perdido por

la atmósfera hace ya mucho tiempo atrás (Jackson, 1998). El valor de la relación 3He/4He en


78

aire es 1,40 x 10-6, y es el valor que frecuentemente se utiliza como norma (Ra). Debido a la

alta producción de 4He, la relación isotópica de helio en granitos, u otras rocas ricas en uranio,

y descargas gaseosas en ambientes continentales estables oscila entre 0,1 y 0,01 R/Ra (donde

R es la relación 3He/4He en la muestra y Ra es el valor referencia del aire). Por otro lado, los

gases y basaltos de dorsales centrooceánicas y hotspots están relativamente enriquecidos en 3He comparados con el helio del aire, con valores generalmente cercanos a 8 R/Ra pero que

pueden exceder los 20 R/Ra en algunos hotspots (Bottinga y Javoy, 1990; Javoy y Pineau,

1991; Giggenbach, 1997). Solo fuentes que se encuentren alojadas profundamente pueden

retener aún parte del 3He primordial que se encontraba inicialmente en la Tierra. Los valores

comparativamente altos de la relación 3He/4He de los basaltos de Hawai (Carroll y Holloway,

1994, Giggenbach, 1997) sugiere que estos serían derivados, al menos en parte, de una región

profunda del manto, posiblemente a partir de un remanente de material no desgasado desde

los inicios de la historia de la Tierra. Los valores isotópicos de helio en manifestaciones

gaseosas de áreas volcánicas y geotermales, a lo largo de límites de placas convergentes,

oscilan en la gran mayoría de los casos entre 3 y 7 R/Ra (Giggenbach, 1997; Hilton et al.,

2002; Snyder et al., 2004). Esto se debe a los distintos aportes helio, provenientes de la cuña

mantélica (rica en 3He) y la corteza continental (rica en 4He).

De manera similar al helio, el argón tiene una composición isotópica que puede ser

utilizada para diferenciar los distintos componentes que contribuyen a la composición de las

manifestaciones fluidas. El argón tiene 3 isótopos relevantes en estos motivos, 36Ar, 38Ar y 40Ar, siendo el último el más abundante en la naturaleza. La relación isotópica utilizada como

referencia es 40Ar/36Ar, y su valor en aire es de 295 (Ferrara y Magro, 1988; Snyder et al.,

2004). En este caso, la diferencia de abundancias entre los dos isótopos es menos marcada que

en el caso del helio, esto se debe a que el isótopo liviano del argón tiene menos posibilidades

de escapar de la atmósfera que el isótopo liviano del helio por una cuestión de masa. El helio

escapa desde la atmósfera debido a que en la alta estratosfera la presión es baja, y que los

promedios de velocidad de los átomos más livianos, pueden exceder varias veces el valor al

cual el campo gravitacional de la Tierra puede hacerlos retornar, cuando estos se están

moviendo hacia afuera. La mayor parte del helio que se encuentra en el aire, sin embargo, es

la cantidad justa como para que el flujo de escape esté balanceado por la tasa de aporte desde

el interior de la Tierra (Jackson, 1998; Wallace y Anderson, 2000). Un átomo Ar tiene una

masa 10 veces mayor que el átomo He, y por este motivo prácticamente todo el argón es

retenido por el campo gravitacional terrestre.


79

El argón mantélico está enriquecido en 40Ar radigénico, producido a partir del

decaimiento radiactivo de 40K, con respecto al 36Ar no radigénico y primordial. El valor de la

relación 40Ar/36Ar en la corteza oceánica y el manto superior es alrededor de 28000, y en la

corteza continental alcanza valores aún mucho mayores. Sin embargo, las aguas superficiales

conservan una relación cercana a 295, debido a que el argón que contienen disuelto es de

origen atmosférico (Poreda et al., 1988; Farley y Poreda, 1993; Zhang y Zindler, 1993). Las

fumarolas y aguas termales tienen en su mayoría valores de la relación 40Ar/36Ar cercanas a

295 también, lo cual indica que la fuente predominante de argón en estos sistemas es de

origen meteórico, disuelto en las aguas subterráneas (Giggenbach et al., 1993; Farley y

Poreda, 1993; Snyder et al., 2004).

Los contenidos relativos de N2 Ar y He de una amplia variedad de sistemas

geotérmicos y volcánicos son utilizados para graficar en un diagrama triangular de amplia

aplicación (Giggenbach, 1996), para identificar los distintos ambientes de generación de los

fluidos (figura 3.06). Para todos los sistemas presentados, la relación 3He/4He respecto de la

del aire, R/Ra, son comúnmente mayores que 4 R/Ra, indicando un origen fundamentalmente

mantélico del He.

Figura 3.06 - Contenido relativo de N2, He y Ar para descargas de áreas geotermales (círculos) y gases volcánicos asociados a magmatismo basáltico (cuadrados) y andesítico (hexágonos), ver referencias en texto. (modificado de Giggenbach, 1997).


80

La mayoría de la información disponible en la actualidad sobre volátiles de sistemas

en ambientes de arco está basada en análisis de gases emitidos por fumarolas de alta

temperatura en volcanes andesíticos (Giggenbach, 1996). Pero para el manto, está

mayormente basada en vapores extraídos de rocas eruptadas en forma subaérea o del piso

oceánico. Entre ellos pueden mencionarse tres ejemplos, dos correspondientes a vapores de

fumarolas de altas temperaturas del cráter Halemaumau del volcán Kilauea (KI) y del volcán

de Sierra Negra (SN) de la las islas Galápagos, y el tercero perteneciente a volátiles

desprendidos de material eruptado a 3800 m de profundidad a lo largo del ridge centro-

oceánico del Atlántico (PR), este último asumido como el representante mas cercano a la

composición original (Bottinga y Javoy, 1990; Javoy y Pineau, 1991).

Ambos gases, los correspondientes a la dorsal centro-oceanico como los dos de los

hotspots, aparecen graficados muy cercanos entre si en el diagrama triangular, sugiriendo que

contenidos relativos de N2 Ar y He de los gases desprendidos desde fundidos mantélicos

superiores o inferiores son muy similares. Las relaciones N2/He y N2/Ar son mucho menores

que las correspondientes a las muestras tomadas en sistemas ubicados a lo largo de limites de

placas convergentes. La mayoría de los puntos de descarga de los sistemas asociados con

magmatismo calcoalcalino en el cinturón del Pacífico presentan relaciones N2/He y N2/Ar con

valores muy por encima de los valores correspondientes al aire. Los vapores asociados a

magmatismo alcalino, como por ejemplo los sistemas de la zona del Mediterraneo como

Campi Flegrei (CF) y Vulcano (VU) en Italia (Sano et al., 1989; Tedesco et al., 1990) y Milos

en Grecia (ML), junto con algunos sistemas como Miravalles (MV) en Costa Rica

(Giggenbach y Corrales Soto, 1992) y Satsuma Iwojima (SI) en Japón (Shinohara et al, 1993),

se ubican con valores intermedios entre los sistemas inicialmente mencionados. En el caso de

los gases del Mediterráneo, los bajos valores relativos de N2 o altos de He pueden estar

reflejando un incremento en la interacción de material mantélico durante el pasaje de los

volátiles desde grandes profundidades. Para los otros dos sistemas (Miravalles y Satsuma

Iwojima), los bajos contenidos de N2 probablemente reflejen menores proporciones de

sedimentos marinos ingresados a la zona de generación de magmas del arco debido a

circunstancias tectónicas específicas, detalladas por Herrstrom et a.l (1995) y Kita et al.

(1993).

Las diferencias en los contenidos relativos de N2 Ar y He en vapores asociados con

sistemas volcánicos y geotérmicos tanto en limites de placas convergentes como divergentes,

claramente sugieren mayores proporciones de N2 en sistemas asociados a magmatismo


81

calcoalcalino que en aquellos de mayor afinidad mantélica e incluso de origen meteórico

(Giggenbach, 1997).

3.3.4.- Origen y contenidos relativos del Ne

Los 3 isótopos más importantes del neón son el 20Ne, 21Ne y 22Ne. El más abundante

en la naturaleza es el 20Ne, que es un isótopo estable. El 21Ne se produce por decaimiento del 24Mg y cuando el 18O es afectado por los productos de decaimiento del U y Th. Mientras que

el 22Ne es en parte de origen primordial, como el primero, y una fracción mucho menor se

genera de la misma manera que el 21Ne. Distintos ambientes y rocas pueden ser identificados

de acuerdo a sus relaciones isotópicas de neón, mediante la aplicación del gráfico de los 3

isótopos, empleando las relaciones 20Ne/22Ne contra 21Ne/22Ne (Graham, 2002). Las

relaciones isotópicas de neón son más susceptibles a la contaminación atmosférica que el

helio, debido a que el neón es más abundante en la atmósfera. El valor atmosférico de la

relación 20Ne/22Ne es aproximadamente 10, y otro componente relevante y que aporta a los

distintos ambientes es el Viento Solar con valores de 13,7 aproximadamente (Anderson,

1998). Entre estos valores se ubican la mayor parte de las rocas terrestres. Los valores mas

relevantes en la relación 21Ne/22Ne son 0.029 (aire), > 0.04 (OIB) y > 0.06 (MORB).

Los mayores valores en la relación 21Ne/22Ne en rocas de la corteza superior con

respecto a las de OIB, indican un aumento del 21Ne en ambientes someros, como

consecuencia de una mayor abundancia del isótopo parental de Mg. Esto es análogo a las

relaciones isotópicas de helio y argón, donde los isótopos radigénicos se hacen más

importantes en ambientes más someros, debido a la existencia de mayores proporciones de los

elementos a partir de los cuales se generan por decaimiento radioactivo (U, Th, K, etc.). Por

otro lado, los valores de la relación 20Ne/22Ne indican el grado de participación de origen

primordial, atmosférico o Viento Solar en las muestras trabajadas (Anderson, 1993; Allegre

et al., 1993).

El Ne junto con el Ar, son buenos indicadores de contaminación con aire en las

muestras gaseosas tomadas o del grado de participación atmosférica en el sistema en cuestión

(Giggenbach y Corrales Soto, 1992). A partir de las relaciones de Ne/Ar, se pueden estimar

las proporciones de la contribución de componentes de impronta atmosférica en el ambiente

en estudio; el aire y las aguas subterráneas saturadas en aire (ASW).


82

Figura 3.07 - Diagrama ternario Ar-N2/100-1000Ne para distintas fumarolas del volcán Turrialba. (Tassi et al., 2004).

En la figura 3.07 se puede observar un caso de aplicación por Tassi et al. (2004) en el

volcán Turrialba, donde a pesar de los valores de exceso de N2 característicos de límites de

placas convergentes, las relaciones Ne/Ar de las descargas gaseosas se encuentran entre las

del aire y agua saturada en aire (Air y ASW respectivamente), indicando una fuente

atmosférica común para estas dos especies.

3.3.5.- Origen y contenidos relativos del H20

El agua es con seguridad el principal constituyente en manifestaciones fluidas de

ambientes volcánicos y magmáticos hidrotermales, seguido por CO2, especies de S,

halogenuros, N2 y otros. En función de las variaciones relativas de las proporciones de agua,

con respecto a las otras especies, Cioni y DÀmore (1984) y Chiodini et al. (1993)

discriminaron 2 componentes principales que contribuyen a la composición de las descargas:

(1) una componente magmática profunda, relativamente pobre en H2O y enriquecida en CO2,

N2 y He; y (2) una componente somera hidrotermal enriquecida en H2O y empobrecida en los

restantes mencionados.


83

El origen del agua en estas manifestaciones ha sido motivo de controversia desde los

inicios de la geoquímica de fluidos aplicada a estos ambientes. Según Craig (1963), las

contribuciones en las descargas hidrotermales desde una fuente magmática tendrían que ser

muy menor o nula. El alto punto de ebullición con respecto a otros volátiles magmáticos, da

lugar a condensaciones a grandes profundidades impidiendo alcanzar la superficie. Si bien

esto es cierto, las diferentes características en distintas regiones pueden permitir que en

determinadas condiciones, aguas de origen magmático alcancen ambientes someros,

favoreciendo la presencia de estas con valores significativos con respecto a las de origen

meteórico.

De acuerdo con Giggenbach (1997), este aparente conflicto es en parte resuelto si se

tiene en cuenta que los datos utilizados por Craig (1963) representan mayormente descargas

de otro tipo de sistemas no andesíticos o de arco, y que sus aguas geotermales contienen

grandes proporciones de aguas meteóricas locales enmascarando la signatura magmática. En

este sentido, Giggenbach (1992b) sugiere que los magmas andesíticos representan el medio de

transporte mas adecuado para el retorno a la superficie de los volátiles subductados, siendo el

agua el más importante. De manera similar a lo observado con el N2 y el Ar, los contenidos de

He pueden ser utilizados para medir el posible enriquecimiento H2O en cualquier sistema con

respecto a una fuente mantélica. Los estudios realizados indican que los gases asociados a

magmatismo de arco presentan relaciones H2O/He de hasta 100 veces mayores que los de

origen mantélico, sugiriendo una considerable adición H2O en gases pertenecientes a volcanes

de límites de placas convergentes, con respecto a los gases mantélicos Giggenbach (1996 y

1997).

En el caso que los magmas no alcanzaran la superficie, la circulación de aguas

subterráneas provee otro eficiente medio para el proceso de retorno, aunque dependiendo del

grado de mezcla, la dilución podría interferir la identificación de aguas de origen magmático.

Para esto, los estudios de isótopos estables 2H (deuterio) y 18O resultan una herramienta

fundamental para la determinación del grado de mezcla y la identificación de las distintas

fuentes involucradas. La composición isotópica del agua no es afectada por el decaimiento

radioactivo y probablemente ha sido insignificante el escape preferencial de la atmósfera

terrestre del 1H (protio) con respecto al mas pesado deuterio. Las relaciones entre 1H y 2H de

los distintos reservorios de agua reflejan principalmente los procesos geológicos de partición

del agua en dichos reservorios. El agua inicialmente liberada del magma a temperaturas

ígneas es eventualmente redistribuida en la formación de nuevos minerales de baja


84

temperatura en reservorios de roca alterada, agua de mar, agua dulce, o hielo. El

fraccionamiento isotópico durante esta redistribución, causa una composición isotópica de

oxígeno e hidrógeno diferencial con respecto al agua de mar que es el valor referencia

(Carroll y Holloway, 1994).

De acuerdo con el modelo propuesto por Giggenbach (1992b), el agua de mar ingresa

en el proceso de subducción por dos vías: en los minerales hidratados formados en los

sistemas hidrotermales de alta temperatura de las dorsales centrooceanicas, con valores de

deuterio de -60 ‰, y como parte de los sedimentos oceánicos arrastrados en la parte superior

de la placa, con valores de Deuterio de -30 ‰ (figura 3.08). Como lo que se encuentra mas

expuesto a la cuña mantélica es la parte superior de la placa subductada, se va producir

primero una movilización preferencial de los volátiles de la porción sedimentaria del material

que ingresa para formar una fase separada rica en volátiles. Durante su ascenso a través de la

cuña mantélica, estos vapores de alta densidad o fundidos hidratados (Stolper y Newman,

1992) inducen un extensivo fraccionamiento de los componentes de la roca en un fundido con

viscosidades, densidades y temperaturas de solidus suficientemente bajas como para facilitar

la penetración en la litosfera continental. Con el descenso de la presión, los volátiles

incorporados en este nuevo magma andesítico, van a incrementar la partición en vesículas a

medida que ascienda. La exsolución de gases a partir de un desgasado abierto de un fundido,

se asume que es acompañada por un fraccionamiento isotópico menor de deuterio de

aproximadamente un 20 ‰, siendo este el valor característico de las aguas magmáticas de

arco que se encuentran en las descargas de los volcanes de tipo andesíticos que se encuentran

en el cordón del Pacífico (Giggenbach, 1992b y 1997).

Los contenidos de Deuterio de las aguas magmáticas asociadas a los volcanes activos

de la cuenca del mar Mediterráneo presentan valores muy altos, de hasta +10%o (Panichi y

Noto, 1992; D‟Amore y Bolognesi, 1994), que reflejarían contenidos incrementados por las

aguas del mar Mediterráneo. De acuerdo con las bajas relaciones N2/He de los gases de esta

zona, los contenidos excepcionalmente altos de Deuterio podrían ser debidos también al

incremento en la interacción de los volátiles ascendentes con el material del manto durante la

formación de magmas mas alcalinos. El enriquecimiento en sistemas andesíticos típicos,

como los del cordón del Pacífico, puede haber ocurrido durante el pasaje de magmas

predominantemente andesíticos a través de la corteza continental. Las aguas de origen

mantélico serian fuertemente diluidas por aguas someras, y probablemente más frías, de las

cortezas continentales. Sin embargo, podrían también enfriar los magmas ascendentes aun por


85

debajo de la temperatura del solidus y así prevenir que los fundidos alcancen la superficie.

Este enfriamiento podría ser evitado si el exceso de agua es introducido con los sedimentos

marinos subductados, como es sugerido por la presencia de N2, y además precalentados antes

o durante la formación del fundido andesítico Giggenbach (1997).

Figura 3.08 - Diagrama esquemático que representa la formación de aguas magmáticas de tipo arco en sistemas volcánicos y geotermales a lo largo de márgenes de placa convergentes. (modificado de Giggenbach, 1997).

3.3.6.- Origen y contenidos relativos del CO2

El CO2 es el constituyente mayoritario mas volátil de una fase vapor de origen

magmático, su solubilidad en magmas es tan baja como la de los gases nobles (figura 3.01a).

Los valores de la constante de Henry van de 0,49 mg/kg-bar para fundidos basálticos (Pawley

et al., 1992) a 0,63 mg/kg-bar para fundidos graníticos (Blank et al., 1993). Además, es

probablemente el que domina los procesos de exsolución de vapor. Los contenidos iniciales

de CO2 de un cuerpo magmático y las relaciones H2O/CO2 son controladores del desgasado y

la vesiculación de un magma ascendente, como puede observarse en la figura 3.01b

(Giggenbach, 1996 y 1997).


86

Después del vapor de agua, el CO2 es el componente más importante en la

composición química de los gases de una fumarola. El predominio del CO2 por sobre el resto

de los componentes de la nube gaseosa, junto a la evidencia de la composición isotópica

(referida como δ13CPDB ‰) en calizas marinas y material pelágico, sostienen el concepto de

que los sedimentos marinos ingresan por la zona de subducción para emerger como volátiles

volcánicos (Sano y Marty, 1995; Varekamp et al, 1992; Sano y Williams, 1996; Snyder et al.,

2001; Hilton et al., 2002; entre otros).

Según Carroll y Holloway (1994), la composición isotópica de carbono en magmas

basálticos parentales y varios reservorios terrestres no es segura. Puede haber un importante

desplazamiento isotópico del desgasado y esto dificulta evaluar la composición isotópica del

carbono en magmas basálticos parentales. Estos autores sostienen que los reservorios

predominantes de carbono terrestre se reconocen en rocas sedimentarias como calizas y

dolomitas y difieren significativamente de aquellos que desgasan de magmas basálticos a

temperaturas ígneas. La fotosíntestis produce la reducción del carbono en tejidos biológicos

que es relativamente pobre en 13C y esto afecta la composición del carbono en los reservorios

superficiales (Wallace y Anderson, 2000). El conocimiento existente acerca de la cantidad y

composición isotópica de la materia orgánica sepultada (especialmente carbono reducido en

lutitas y carbón) permite balancear la cantidad y composición isotópica de carbono en rocas

carbonáticas generando un promedio sedimentario que es consistente con el gas ígneo.

Ono et al. (1993) diferenciaron una variedad de potenciales fuentes de carbono que

pueden contribuir a la formación de CO2 en gases terrestres, cada una con una composición

isotópica característica (expresadas como δ13CPDB) que puede permitir identificar la fuente:

1) El manto es la fuente más primitiva de CO2, siendo el volátil más importante

después del agua. Los valores magmáticos de origen mantélico típicos son -5 a -7 ‰ de δ13C

(Hoefs, 1978).

2) Los carbonatos marinos contienen el 73 % del carbono alojado en rocas

sedimentarias (Rubey, 1955) con valor de δ13C promedio de 0 ‰ (Hoefs, 1978).

3) El carbono orgánico que compensa el balance de carbono sedimentario (27 %)

presentan un valor de δ13C promedio de -25 ‰ (Hoefs, 1978).

El mismo autor plantea que el carbono sedimentario, que es subductado y reciclado en

un magma, es una mezcla de carbonatos marinos y carbono orgánico, y las proporciones

determinarán el valor isotópico que podrá distinguirse o no del carbono mantélico.


87

Durante el ascenso a superficie, los fluidos pueden experimentar pérdidas de CO2 por

dos motivos principales; por separación de fases y pérdida de vapor producto de una

ebullición temprana, o por precipitación mineral principalmente calcita (Giggenbach et al.,

1993). La pérdida de vapor rico en CO2 genera un aumento del δ13C en el CO2 residual,

mientras que la precipitación de calcita resulta en un CO2 residual isotópicamente más

liviano.

Figura 3.09 - Contenido relativo de H2O, CO2 y He en descargas de vapor volcánicas asociado con magmatismo basáltico (cuadrados) y andesítico (hexágonos), referencias siglas en el texto. (modificado de Giggenbach, 1997).

Los contenidos de CO2 han sido aplicados en distintos tipos de diagramas triangulares,

para discriminar ambientes de generación de magmas e identificar distintas fuentes de

contribución. Giggenbach, (1997) utilizó los contenidos de CO2 en un diagrama triangular

junto con H2O y He para identificar el posible enriquecimiento de los dos volátiles

mayoritarios con respecto a los gases mantélicos. Los gases de origen mantélico presentan

relaciones CO2/He de aproximadamente 30000 y H2O/He de 26000, y muy bajo H2O/CO2

casi cercano a la unidad. Por otro lado, los valores de gases de alta temperatura pertenecientes

a volcanes de límites de placas convergentes, se ubican en posiciones cercanas al extremo del

H2O. Estos presentan valores de 150000 para la relación de CO2/He, 2700000 para el H2O/He

y 18 para el H2O/CO2. Según este autor, las manifestaciones gaseosas asociadas a


88

magmatismo de arco presentan relaciones de CO2/He hasta 20 veces mayores que los de

origen mantélico, y relaciones H2O/He de hasta 100 veces mayores, sugiriendo una

considerable adición de CO2 y H2O en estos sistemas con respecto a los de fuente mantélica

(fig. 3.09).

En otro sentido, Chiodini et al. (1993) aplicaron los contenidos de CO2 junto con H2O

en distintos diagramas triangulares, con las especies ácidas más importantes; HCl, HF, H2S y

SO2. De esta manera estimaron las contribuciones a la composición gaseosa desde una

componente magmática profunda, relativamente enriquecida en CO2, y diferentes

componentes someros hidrotermales, enriquecidos en H2O o en gases ácidos, pero en ambos

casos con una clara disminución del CO2 cuando las componentes someras se hacían más

relevantes.

Una forma frecuente de presentar la información de CO2 es mediante la relación

CO2/3He, debido a que la solubilidad de ambos gases en magmas es muy parecida (figura

3.01) y que el fraccionamiento de ambos durante el proceso de devolatilización desde un

cuerpo magmático es mínimo (Snyder et al., 2004). En la mayoría de los volcanes de los

márgenes del Pacífico existe una mezcla binaria predominante entre carbono del manto

superior (CO2/3He=1,5x109; δ13C=-6,5 ‰) y carbono de calizas marinas (CO2/

3He=1x1013;

δ13C=0 ‰) de acuerdo con valores presentados por Sano y Williams (1996).

3.3.7.- Origen y contenidos relativos del CH4 y CO

El metano presente en la composición gaseosa de sistemas geotérmicos puede

formarse en cantidades traza por procesos abióticos, aunque la gran mayoría de metano que se

observa en los campos se aloja en sedimentos poco profundos de la corteza (Poreda et al.,

1988; Schoell, 1988). La producción termogénica de metano genera valores de δ13C que

varían entre -46 ‰ y -32 ‰, y relaciones CH4/3He entre 1x108 y 1x1012 (Poreda et al., 1988).

A medida que la materia orgánica se va consumiendo, descienden los valores de la relación

CH4/3He y los valores de δ13C comienzan a subir hacia valores magmáticos (Giggenbach,

1997). El equilibrio isotópico del CH4 con el CO2 depende de la temperatura (Richet et al.,

1977; Horita, 2001) y cuando este equilibrio se alcanza los valores de δ13C para el CH4 varían

entre -18 ‰ y -15 ‰ (Welhan y Craig, 1983; Schoell, 1988; Welhan, 1988). Sin embargo,

según Snyder et al. (2004), los sistemas geotérmicos rara vez obtienen este equilibrio, debido

a que el exceso de metano producido por las reacciones termocatalíticas no tiene tiempo


89

suficiente para equilibrarse. Giggenbach (1997) señala que varía entre 12 años a 300° C, y

160000 años a 100° C.

De manera similar a lo observado para el CO2, Ono et al. (1993) indica distintas

fuentes de carbono que contribuyen a la formación de CH4, con características isotópicas que

las identifican:

1) La formación inorgánica de metano se produce de acuerdo con la reacción:

CO2 + 4 H2 CH4 (g) + 2 H2O [3.18]

Esta reacción se ha planteado que sucede en sistemas hidrotermales, y se desplaza

hacia la derecha con el descenso de la temperatura (Hulston y McCabe, 1962a). En gases

geotermales enriquecidos en CH4, este es normalmente menor al 1% en gas seco (del total sin

agua). Los valores de δ13C para el CH4 varían entre -30 ‰ y -24 ‰, con valores de δ13C en

CO2 varían entre -2 ‰ y -9 ‰ (Craig, 1953 y 1963; Hulston y McCabe, 1962a; Gunter y

Musgrave, 1971; Lyon y Hulston; 1984). Las temperaturas de equilibrio isotópico oscilan

entre 300° y 400° C, algo mayores que las temperaturas indicadas para el equilibrio químico.

2) El metano puede formarse por el decaimiento de la materia orgánica en sedimentos.

Este CH4 termogénico, que es el mayor componente del gas natural, presenta valores de δ13C

para el CH4 que varían entre -25 ‰ y -55 ‰ (Schoell, 1980).

3) La formación de metano biogénico, por descomposición bacterial de la materia

orgánica en sedimentos, presenta valores de δ13C para el CH4 muy distintos del resto que

varían entre -55 ‰ y -85 ‰ (Schoell, 1980).

4) La oxidación bacterial del metano termogénico también genera un fraccionamiento

isotópico, donde el CH4 residual es isotópicamente más pesado (Baker y Fritz, 1981; Coleman

et al., 1981). La variación en los valores isotópicos depende del grado de oxidación que

alcance el CH4.

5) Otra fuente potencial de CH4 es directamente desde el reservorio magmático,

posiblemente como resultado de una mezcla entre CH4 del manto primitivo y más material

subductado. Sin embargo, las concentraciones de CH4 de origen magmático directo tomados

de fumarolas de alta temperatura (700° C) son verdaderamente muy bajos y por lo tanto

difíciles de medir (aprox 2 ppm), el valor obtenido de δ13C para el CH4 es -16 ‰ (Hulston y

McCabe, 1962b; Giggenbach, 1987).


90

El CO es la otra especie relevante de carbono, que junto con CH4 y CO2 han sido

aplicados por numerosos autores (DÀmore y Panichi, 1980; Giggenbach, 1980 y 1987;

Arnorsson y Gunnlaugsson, 1985; Arnorsson 1987 y 1990; Chiodini y Cioni, 1989; Chiodini

et al., 1993; Chiodini y Marini, 1998; entre otros) para determinar el estado redox y las

temperaturas de equilibrio en profundidad. Las temperaturas de equilibrio pueden ser

evaluadas mediante el uso de los contenidos gaseosos de CO y H2, debido a que reaccionan

con una cinética similar ante los cambios en el potencial redox (Giggenbach, 1987) de

acuerdo con la reacción:

CO2 + H2 CO + H2O [3.19]

las temperaturas de equilibrio para la reacción son determinadas por Giggenbach (1996) a

partir de la ecuación:

log (xCO xH2O / xCO2 xH2 ) = 2,49 – 2248 / TºK [3.20]

Por otro lado, Cioni et al. (1984) utilizó los valores de temperatura determinados a

partir de la reacción [3.19] independiente de la presión, para aplicarlos en una reacción que

involucra a las mismas especies pero dependiente de la presión. De esta manera, determinaron

condiciones de temperatura y presión de la zona de liberación de estos gases.

Las cantidades relativas de las especies de carbono son controladas por las reacciones

que involucran a los gases CO-CO2 y CH4-CO2 con los buffer roca y gaseoso (DÀmore y

Panichi, 1980; Giggenbach, 1987). Las reacciones que gobiernan la interacción de los gases

de C con la roca son:

CO2 + 8 (FeO) + 2 H2O CH4 + 8 (FeO1,5) [3.21]

CO2 + 8 (FeO) + 3 H2O CO + 8 (FeO1,5) + 3 H2 [3.22]

Mientras que la interacción con el gas buffer H2S-SO2 responde a la reacción

(Giggenbach, 1987):

3 CO2 + H2S 3 CO + SO2 + H2O [3.23]


91

La cantidad de CO en gases volcánicos es principalmente controlado por el buffer

gaseoso (reacción [3.23]) y, por lo tanto, las temperaturas obtenidas a partir de la reacción

CO-roca (reacción [3.22]) son menos significativas en los sistemas volcánicos. Por lo

contrario, las cantidades de CH4 en las manifestaciones gaseosas son mayormente controladas

por la reacción CH4 – roca (reacción [3.21]), y las temperaturas derivadas de ella son válidas

para estimar las temperaturas profundas del sistema magmático hidrotermal. Las temperaturas

CO-SO2-H2S obtenidas a partir de la reacción 3.21 permiten estimar las temperaturas de la

parte somera del sistema magmático hidrotermal (Giggenbach, 1987).

3.3.8.- Origen y contenidos relativos de hidrocarburos (HC)

Para el origen de los hidrocarburos (HC) en las manifestaciones gaseosas naturales, se

identifican dos grandes grupos de acuerdo con la proveniencia de los elementos que toman

parte de los procesos genéticos: a) biológica o b) inorgánica.

a) biológica: donde dominan los proceso de transformación de las moléculas orgánicas

complejas (en materia orgánica cruda de diversa naturaleza) en compuestos de menores

dimensiones. Cuando actúa la actividad microbiana, que consiste esencialmente en la continua

destrucción y reacomodación de las moléculas orgánicas producidas, se producen los procesos

que acompañan a la progresiva pérdida de oxígeno y la asimilación de los heteroátomos tales

como el azufre (Hunt et al., 2002).

b) inorgánica: donde los hidrocarburos y el metano se originan a partir de compuestos

inorgánicos, mediante procesos de formación que contemplan mecanismos como rotura

molecular y polimerización. Kiyosu et al. (1992) han sugerido que por vía abiogénica, además

del metano, pueden también ser producidos algunos hidrocarburos ligeros. Szatamari (1989)

sugiere que las zonas de subducción pueden constituir sistemas en los cuales existen las

condiciones fisicoquímicas necesarias para la ocurrencia de las reacciones de síntesis

inorgánica de los hidrocarburos.

Los procesos genéticos que dan lugar a la formación de los HC pueden desarrollarse

siguiendo dos vías principales (Capaccioni et al., 1995):

1. Progresiva destrucción de los compuestos de alto peso molecular, las que generan especies

relativamente más pequeñas. Los hidrocarburos son generados esencialmente desde

reacciones de "cracking" termal, proceso que genera el rompimiento de los ligandos C-C


92

(entre átomos de carbono), C-H (entre átomos de carbono e hidrógeno) y C-R (donde R indica

un heteroátomo o grupo de átomos que son parte de la molécula del hidrocarburo).

2. Formación de nuevos compuestos por interacción química de átomos, grupos de átomos o

hidrocarburos de dimensiones moleculares menores respecto a las especies producidas.

Comprende las reacciones que pueden producirse principalmente por dos vías: a) "reforma

catalítica" (mecanismos de polimerización); b) "síntesis", procesos que, sin embargo,

presentan cierta importancia sólo en los procesos industriales.

Los principales grupos de HC involucran a los alcanos, alquenos, aromáticos (o

cíclicos), y en menor medida heterocíclicos y otros compuestos menores.

Entre los alcanos se identifican dos subgrupos, normal-alcanos e iso-alcanos, de los

cuales los más relevantes con respecto a los gases analizados son: etano (C2H6), propano

(C3H8), iso-butano (i-C4H10), normal-butano (n-C4H10), iso-pentano (i-C5H12), normal-

pentano (n-C5H12), iso-hexano (i-C6H14), 2.3 dimetil-butano (2.3-dimetil-C4H10), normal-

hexano (n-C6H14), iso-heptano (i-C7H16), normal-heptano (n-C7H16), iso-octano (i-C8H18),

normal-octano (n-C8H18), iso-nonano (i-C9H20), normal-nonano (n-C9H20).

El proceso de polimerización favorece la formación de normal-alcanos por HC de

dimensiones pequeñas (C2-C3), mientras que al aumentar las dimensiones moleculares (C4-

C6) los iso-alcanos (cuya formación es favorecida por las bajas temperaturas) adquieren

mayor importancia, hasta el momento que no alcanzan la energía suficiente para cerrar los

anillos de las moléculas (para moléculas >Ce, para los cuales se forman los ciclo-alcanos y los

compuestos aromáticos). La producción de hidrocarburos de cadenas ramificadas (iso-

alcanos) se favorece en presencia de arcillas que desarrollan una función catalítica (atribuido a

cargas en el ion aluminio), mientras los normal-alcanos son generados más comúnmente por

la combinación de radicales (Tannenbaum y Kaplan, 1985).

La síntesis puede ocurrir vía radical a partir de elementos constituyentes tales como el

H2 y CO. De todos modos, para que ocurra este proceso deben presentarse temperaturas muy

elevadas, posibles probablemente sólo en ambiente volcánico, además de la adición de

agentes catalizadores como lo son metales de transición del grupo VIII (Capaccioni et al.,

1995).

Los hidrocarburos de tipo alquenos de mayor relevancia en este estudio son: eteno

(C2H4), propeno (C3H6), 1-buteno (C4H8), iso-buteno (i-C4H8), trans-2-buteno (t-2-C4H8), cis-

2-buteno (c-2-C4H8), penteno (C5H10).

La formación de los alquenos se produce principalmente por el proceso de de-

hidrogenización de los alcanos (pérdida de hidrógeno desde una molécula HC, proceso que


93

puede producirse a través de la formación de un compuesto intermedio, tal como una

molécula de alcohol, lo que finalmente lleva a la transformación de una molécula saturada a

una insaturada), mediante los mecanismos de eliminación, transposición y combinación

(Seewald, 2001).

Los hidrocarburos aromáticos (o cíclicos) más relevantes en los gases analizados son:

benceno (C6H6), tolueno (C7H8), meta-para-xileno (m-p-C8H10) y etil-benceno (etil-C6H6).

El benceno (C6H6) es la especie más importante de este grupo en el sentido que, es una

de las especies presentes de forma invariable en los gases naturales, y es también uno de los

principales parámetros para la medición de la contaminación atmosférica en los grandes

centros urbanos. Algunos de los procesos seguidos por las reacciones para producir este

compuesto corresponden a la combinación, transposición, eliminación y oxidación. La

formación de tolueno (C7H8) sigue procesos no muy diferentes de los descritos para el

benceno, siendo los más importantes la combinación y la oxidación (Capaccioni et al., 1993).

Los heterocíclicos son compuestos HC menos comunes, los más importantes de este

grupo son: furano (C4H4O), metil-furano (C5H6O), tiofeno (C4H4S) y metil-tiofeno (C5H6S).

Algunos de los mecanismos que generan furano son la oxidación, eliminación y

transposición. El tiofeno, metil-furano y metil-tiofeno se originan bajo los mismos

mecanismos, al cual debe agregarse la combinación.

Otros compuestos HC que no pertenecen a los grupos anteriores, pero que aparecen en

los gases de naturaleza volcánica e hidrotermal son: pentadieno (C5H8), dimetil-sulfuro

(C2SH6) y metil-ciclo-penteno (metil-ciclo-C5H8 o C6H10). El pentadieno tiene una estructura

molecular muy similar a la de su homólogo alqueno (penteno, C5H10), del que se distingue por

la presencia de dos ligandos dobles. Este compuesto se produce principalmente por

mecanismos de eliminación, combinación y transposición. El dimetil-sulfuro es un tioéter,

debido a que su estructura molecular presenta dos grupos metil (-CH3), coordinados por un

átomo de azufre. Los principales mecanismos de formación son la eliminación y

combinación, siendo favorecidos en presencia de H2S, típicamente presente en sistemas

geotermales y volcánicos. El metil-ciclo-penteno es un ciclo-alqueno que presenta un grupo

metil. Los principales mecanismos de formación son la oxidación, combinación y

eliminación.

De acuerdo con las características composicionales de los hidrocarburos presentes en

las emisiones gaseosas, se ha identificado una distribución característica de los distintos

grupos de compuestos orgánicos (alcanos, alquenos y aromáticos) en los distintos ambientes

naturales considerados, tanto volcánicos como hidrotermales (Capaccioni et al., 1995; Tassi,


94

2004). Los gases volcánicos están caracterizados por un evidente enriquecimiento en

alquenos, los que son muy importantes por el hecho que son indicadores de las condiciones de

alta temperatura a la que se forman, particularmente aquellos de bajo peso molecular (eteno y

propeno). Sin embargo, también pueden presentarse compuestos con pesos moleculares

mayores como el 1-buteno, iso-buteno, trans-2-buteno, cis-2-buteno y penteno. Capaccioni et

al. (1995) han indicado que se verifica un incremento en los valores de la relación

(alquenos)/(hidrocarburos) en las emisiones provenientes desde sistemas caracterizados por

un volcanismo reciente, con respecto a aquellas áreas con actividad de tipo hidrotermal. Los

gases de origen hidrotermal, característicos de campos geotérmicos, se distinguen por las

elevadas concentraciones de compuestos aromáticos, mientras que la componente orgánica de

los gases desde sistemas termales de menores temperaturas está constituida casi

exclusivamente de alcanos, y en algunos casos de aromáticos (en pozos de producción de

CO2), en cuyos casos está constituido solamente de benceno. Los alquenos que podrían llegar

a estar presentes en estos últimos sistemas de menores temperaturas corresponden solamente a

iso-buteno.

3.3.9.- Origen y contenidos relativos de especies de S (SO2 y H2S)

Los gases de S son los constituyentes cuantitativamente más importantes después del

H2O y el CO2 en la composición de los gases volcánicos. Debido a su alta reactividad, estos

gases son altamente susceptibles a sufrir modificaciones en su concentración dentro de los

fluidos ascendentes, aunque tienen una gran capacidad para ajustar rápidamente a condiciones

de equilibrio. Esta alta reactividad se ve reflejada en el importante grado de interacción con el

resto de los constituyentes, sean estos pertenecientes a los fluidos ascendentes, a la roca

circundante o aguas meteóricas. Las especies más relevantes son SO2 y H2S, donde la especie

oxidada SO2 es la originada desde el magma parental y el H2S es la especie reducida producto

de la interacción con agentes del medio durante el ascenso a superficie. Chiodini et al. (1993)

describieron detalladamente los procesos que involucran a los distintos constituyentes del

medio. El Fe divalente de las rocas circundantes es uno de los constituyentes de mayor

disponibilidad para llevar a cabo el proceso de reducción, de acuerdo con la reacción:

SO2 + 6 FeO + H2O H2S + 6 FeO1,5 [3.24]


95

Sin embargo, la reducción del SO2 a H2S puede darse también en presencia de un

exceso de H2 a altas temperaturas, según Chiodini et al (1991 y 1993) mediante la siguiente

reacción:

SO2 + 3 H2 H2S + 2 H2O [3.25]

Como se señaló anteriormente, la característica más importante de estas especies de S

es la capacidad de controlar las condiciones redox durante el ascenso de los gases de origen

magmático a superficie. Según Giggenbach (1997), los gases volcánicos estarían controlados

en ambientes someros, es decir a bajas presiones y temperaturas, por el buffer H2S/SO2, las

dos especies gaseosas de S en sus estados de oxidación más importantes bajo condiciones

magmáticas.

La eficiencia de un sistema buffer geoquímico es determinado tanto por factores

cuantitativos como termodinámicos. La base de un efectivo buffer redox requiere la existencia

de un elemento químico, que en el rango de las condiciones físicas y químicas de interés, se

encuentre en dos estados de oxidación con estabilidad termodinámica similar y una respuesta

cinética lo suficientemente rápida. Para estar en condiciones de dominar el ambiente químico,

los componentes que van a conformar el sistema buffer tienen que estar presentes y

disponibles en proporciones cuantitativas dominantes.

Entre los elementos mas importantes que componen los gases volcánicos (H, C, O y

S), solo el S presenta especies que reúnen las características necesarias, que se encuentran en

cantidades significativas y en órdenes de magnitud comparables. Estas especies mayoritarias

son SO2 y H2S, y por este motivo es que representan generalmente el par mas adecuado para

actuar como buffer redox mayoritario.

El otro constituyente importante de un sistema volcánico es el asociado a la roca,

fundido y/o sólido. Aquí el elemento mayoritario que potencialmente actuaría como buffer

redox es el Fe, en sus dos estados de oxidación. Dependiendo de los tiempos de residencia, y

las condiciones generales de interacción fluido-roca, tanto el buffer gaseoso como el de roca

pueden afectar la composición de los gases ascendentes (Giggenbach, 1996).

En general, como se señaló para la figura 3.03, las muestras pertenecientes a gases

volcánicos de alta temperatura tienden a ubicarse siguiendo de cerca la línea del buffer

gaseoso H2S/SO2 en superficie, sugiriendo que los valores de RH se ajustan rápidamente al


96

potencial redox generado por este buffer gaseoso a condiciones cercanas a la superficie. A

temperaturas mucho mayores, superiores a 600º C (características de ambientes más

profundos), los valores de RH parecen estar controlados por el buffer fayalita-magnetita-

cuarzo (FMQ), según lo postulado por Carmichael y Ghiorso (1986). Por otro lado, el hecho

de que los valores de RH se mantengan cercanos a la línea de coexistencia H2S/SO2 sugiere

también que los gases de S se ven muy poco afectados por cualquier otro buffer, aún cuando

estos involucran componentes de la roca como fayalita, magnetita, pirrotina o pirita. Esta

situación refleja condiciones características de ambientes en sistemas volcánicos con

fumarolas de alta temperatura. Según Giggenbach (1993), en contraste con esta situación, en

ambientes con manifestaciones de menores temperaturas característicos de sistemas

geotermales, los valores tienden a desviarse de la línea del buffer gaseoso con una tendencia a

acercarse a la línea del buffer roca FeO/FeO1,5. De esta manera, el buffer roca mencionado

sería el que ejerce el control de las condiciones redox en este tipo de ambientes de baja

temperatura. Por tal motivo, las desviaciones hacia valores de RH mayores en gases

volcánicos de baja temperatura, reflejaría la interacción de los gases con el ambiente

hidrotermal o simplemente el enfriamiento de composiciones de altas temperaturas.

En el ambiente más somero se generan numerosos procesos que modifican la

concentración de estas especies. Los más significativos son el depósito de S elemental (S° o

S8) y la disolución en aguas subsuperficiales con la consecuente formación de aguas ácidas

sulfatadas (Giggenbach, 1975; Chiodini et al., 1993). Ambos procesos pueden darse en

simultáneo a partir de la reacción de dismutación del SO2:

3 SO2 + 2 H2O 2 H2SO4 + S° [3.26]

Otra reacción importante que da lugar al depósito de S° es la siguiente:

SO2 + 2 H2S 3 S° + 2 H2O [3.27]

que en presencia de nuevos fluidos de alta temperatura resulta en una nueva dismutación

según la reacción;

4 S° + 4 H2O H2SO4 + 3 H2S [3.28]


97

Esta última reacción es muy similar y tiene los mismos productos que la reacción de

dismutación [3.7], que dan lugar a un aumento de la relación H2S/SO2 en la composición

gaseosa, y un aumento en la acidez de las aguas superficiales y subsuperficiales en las que se

solubiliza el ácido sulfúrico producto. Esta solubilización resultará en las aguas ácidas

sulfatadas que caracterizan este tipo de ambientes, tanto en manifestaciones como vertientes o

lagunas cratéricas. Otros depósitos sólidos de S asociados a las concentraciones de los gases y

aguas de S son los sulfuros metálicos y los sulfatos. La existencia de uno u otro depende de

las condiciones del ambiente en que se generan, los sulfuros prevalecen en ambientes

reductores, mientras que los sulfatos lo hacen en ambientes oxidantes.

Las proporciones en las que se encuentren los principales gases de S dependen del

ambiente en cuestión. El SO2 es la especie que prevalece en sistemas volcánicos con

desgasado abierto, mientras que el H2S adquiere mayor relevancia en sistemas donde se

encuentra asociada una importante actividad hidrotermal.

El SO2 es la especie gaseosa de S que prevalece en los sistemas volcánicos, donde se

produce un desgasado directo desde un cuerpo magmático cercano a superficie. De esta

manera, el SO2 magmático original en un rápido ascenso alcanza el ambiente oxidante

superficial antes de que actúen agentes reductores como el H2 y el Fe divalente de la roca

(reacciones [3.25] y [3.24] respectivamente). Por las características señaladas, el SO2 es de

particular interés en el monitoreo de volcanes activos para determinar estados pre-eruptivos

(Gerlach y Mc Gee, 1994; Wallace et al., 1995; Wallace y Anderson, 2000).

La comparación de las emisiones de SO2 con las estimaciones petrológicas de S

disuelto en magmas volcánicos, presenta una diferencia cuantitativa importante en la cantidad

de S que se ha denominado “problema del exceso de S” (Wallace y Anderson, 2000). Las

inclusiones de fundido en fenocristales eruptados, indican que los contenidos de S disuelto

están muy por debajo con respecto al fundido desde el que se habría desprendido la masa total

de SO2 eruptado. La mayoría de las estimaciones de SO2 emitido, que están basadas en

inclusiones fundidas en fenocristales volcánicos, asumen que la única fuente del S

desprendido durante una erupción es la que estaba originalmente disuelta en la porción de

fundido silicático en el magma justo antes de la erupción. Sin embargo, se ha demostrado en

la última década, basado en datos petrológicos, sensores remoto y de gases volcánicos, que

prácticamente todo el SO2 desprendido durante la mayoría de las erupciones estaba en

realidad contenido en el gas exsuelto pre-eruptivo (Gerlach et al., 1994; Wallace et al., 1995),

y este se manifiesta previamente con un aumento en las emisiones que puede ser identificado


98

con un correcto seguimiento de la actividad, resultando así una herramienta determinante en

las tareas de vigilancia y monitoreo volcánico.

Las erupciones de magmas silíceos ricos en gas exsuelto pueden desprender grandes

cantidades de SO2 derivados de un gas exsuelto pre-eruptivo, pero sin embargo con bajas

concentraciones de S disuelto en el registro de los depósitos. Un inconveniente común

asociado a esta situación, es que el SO2 gaseoso inyectado en la estratosfera por erupciones

explosivas es convertido en algunos días en un aerosol rico en H2SO4, que puede afectar tanto

el clima como la química atmosférica (Stoiber y Jepsen, 1973; Devine et al., 1984).

Por otro lado, el H2S es por lo general el componente más importante en vapores

hidrotermales después del CO2. Según Giggenbach (1996), es la especie de S dominante en

solución a valores de RH > -4, que son las condiciones que comúnmente prevalecen en la

mayoría de los sistemas geotermales (figuras 3.03 y 3.04). En estas circunstancias, la especie

mineral de S más importante es la pirita. La presión parcial de H2S, en sistemas en equilibrio,

puede ser calculada simplemente a partir de la reacción:

2 FeS2 + 2 (FeO) + 4 H2O 4 (FeO1,5) + 4 H2S [3.30]

donde nuevamente fayalita (FeO) y hematita (FeO1,5) son tomados como la opción

termodinámica más adecuada para hierro di y trivalente en la roca matrix. Para este tipo de

sistemas se ha evaluado la dependencia con la temperatura, T en °C, de la reacción [3.30]

mediante la siguiente ecuación:

log fH2S = 6,05 – 3990/(T+273) [3.31]

Los valores teóricos obtenidos a partir de esta ecuación han reproducido satisfactoriamente las

presiones parciales observadas en un gran número de sistemas geotermales, sean estos

asociados a magmatismo basáltico, andesítico o riolítico (Arnórsson, 1985; Giggenbach

1997).

Las especies CO2 y H2S son los componentes mas frecuentemente analizados en

manifestaciones gaseosas geotermales, y del estudio de la relación analítica CO2/H2S se arriba

a numerosas interpretaciones sobre los sistemas en cuestión (Glover, 1970; Hedenquist,

1990). Su potencial utilidad está basada en la marcada diferencia de sus solubilidades en agua.


99

Por lo general, los efectos de la separación de vapor y líquido en el subsuelo en la relación

CO2/H2S son mucho más pronunciados que los debido a variaciones de temperatura.

Giggenbach (1997), sostiene que las relaciones CO2/H2S son mucho más importantes como

indicadores de ganancia y pérdida de vapor que como base para geotermómetros; altas

relaciones sugieren un enriquecimiento en vapor, mientras que bajas relaciones indicarían un

empobrecimiento característicos de vapores tardíos del sistema desgasado.

Las relaciones isotópicas de azufre pueden indicar el origen y los procesos de

formación de sus compuestos de azufre (SO4-2, H2S y/o S°) a partir del gas magmático

original SO2. Por ejemplo, la reacción de dismutación del SO2 (reacciones [3.7] y [3.26]) por

lo general implica un gran fraccionamiento de isótopos pesados de azufre (34S) en H2SO4. De

acuerdo con esto, las diferencias isotópicas entre H2SO4 y H2S/S° medidas para varios lagos

ácidos sulfato-clorurados en cráteres activos, tienden a ser mayores (hasta 26%o) que los

encontrados en sistemas en los que este proceso de formación de sulfatos está ausente (menos

a 15 %o). Asumiendo que se ha alcanzado el equilibrio isotópico entre el SO4 y el S° disuelto,

estos valores sugieren que la reacción de dismutación del SO2 ocurre a temperaturas

hidrotermales entre 200 y 350°C.

3.3.10.- Origen y contenidos relativos de Cl y otros halógenos

Los halógenos se encuentran entre las especies más reactivas que componen los

fluidos volcánicos y magmáticos hidrotermales. Se encuentran presentes en el sistema de

manera significativa a bajas presiones, y se manifiestan en las descargas principalmente como

haluros de hidrógeno (Giggenbach, 1996). De ellos, los más importantes son HCl y HF. Los

restantes halógenos, Br e I, son usualmente analizados para fines específicos, y son

generalmente asociados a mezclas con cantidades importantes de agua de mar en el sistema

(Sugiura y Mizutani, 1963; Chiodini et al., 1993; Chiodini y Marini, 1998).

Así como el S, la solubilidad en magmas del Cl es compleja también, ambos son

fuertemente dependientes de la presión y la composición del fundido (Shinohara et al., 1989).

Un factor determinante para su solubilidad es la presencia de sal fundida en el magma. El

fundido silicático puede estar saturado con un fundido clorurado alcalino inmiscible. Si hay

agua presente, como sucede en fundidos naturales, entonces el fundido inmiscible cloruro

alcalino contendrá también agua disuelta, considerado entonces como fundido hidrosalino. La

solubilidad del cloro en fundidos silicáticos es controlada por la composición y se incrementa


100

cuando aumenta la relación (Na + K)/Al en el magma (Shinohara et al., 1989; Webster,

1992). Un fundido silicático saturado en la sal fundida tiene el máximo de Cl disuelto. La

concentración de Cl a la cual alcanza el punto de saturación varía con la presión, temperatura

y la concentración de agua disuelta en el fundido. En la figura 3.02 se puede observar como

evoluciona el proceso de exsolución con respecto a las variables mencionadas. Para el Cl total

se presentan dos curvas para presiones de 1 y 2 kbar, mientras que la curva del HCl representa

su solubilidad a presiones cercanas a la atmosférica. La alta solubilidad de las especies que

contienen Cl y S hace prever que serán exsueltas en un grado mayor solo a valores de Rv > 1,

que corresponden a profundidades menores a 1 kilómetro (Giggenbach, 1997).

Según Carroll y Holloway (1994), para un fundido silicático saturado con una fase

vapor rica en H2O y CO2, teóricamente la máxima solubilidad del Cl va desde algunos miles

ppm hasta aprox. 2 % en peso, por lo que la solubilidad del Cl puede llegar a tener valores

intermedios entre el H2O y el CO2. En efecto, es posible que un fundido silicático esté

saturado en ambos, fundido hidrosalino y una fase vapor rica en H2O y CO2. Sin embargo, la

mayoría de los magmas tienen por lo general una cantidad de Cl disuelto insuficiente como

para saturar el fundido. La mayoría de los magmas no contienen una fase mineral rica en Cl o

evidencia de fundido hidrosalino. En magmas que están saturados en una fase vapor rica en

H2O y CO2, se produce una fuerte partición del Cl en el vapor. De esta manera, los autores

sostienen que la concentración del Cl en la fase vapor puede llegar a ser de 5 a 20 veces, o aún

mas grande, que la que se encuentra disuelta en el fundido.

Las especies cloruradas predominantes en los fluidos de alta densidad presentes a altas

presiones, son los cloruros alcalinos. El HCl es la especie predominante a bajas presiones,

donde los gases se desprenden durante el desgasado somero. En fluidos de baja densidad, que

se encuentran a bajas presiones, la partición del Cl en cloruros metálicos se hace menos

importante y el comportamiento del Cl puede ser descrito como HCl fundamentalmente

(Giggenbach, 1996). Este comportamiento del HCl en gases volcánicos, puede ser analizado

en base a los contenidos relativos de Cl con respecto al CO2 y el S total (St). El CO2 es

nuevamente el gas magmático referencia por ser el menos soluble. De esta manera, cualquier

variación en la relación HCl/CO2 debería explicarse, según las características del área

involucrada, por diferentes grados de desgasado desde el magma parental o por procesos

secundarios tales como la absorción o exsolución selectiva desde acuíferos hidrotermales

asociados (Chiodini et al, 1993; Giggenbach, 1996).


101

El otro halógeno de relevancia es el F, que en general es altamente soluble en fundidos

silicáticos (Giggenbach, 1997), como se puede ver en la figura 3.02. La solubilidad y

especiación del F disuelto en el fundido silicático es aún más compleja que el Cl, aunque

también depende fundamentalmente de la composición del fundido magmático. En fundidos

de composición granítica, el F puede disolverse hasta en un 10 % en peso, sin embrago en

fundidos naturales las cantidades de F disueltas son mucho menores. En fundidos menos

comunes, como magmas riolíticos con presencia de estaño y topacio, puede contener hasta 5

% en peso de F, y en magmas ultrapotásicos manto derivados pueden contener hasta 2 % en

peso de F (Carroll y Holloway, 1994).

El F se encuentra principalmente en las manifestaciones gaseosas como HF, aunque

puede formar complejos en grados significativos con otros elementos como Al, C y Si

(Symonds et al., 1988; Symonds y Reed, 1993). Según Giggenbach (1996), la relación F/Cl

puede ser utilizada como indicador en el monitoreo de volcanes activos. Las propiedades más

destacables del HF son su alta solubilidad en aguas y su fácil adsorción en sólidos como

partículas de ceniza. El mismo autor sugiere, que la adsorción en partículas de cenizas, podría

proveer la base para una técnica de monitoreo de gases volcánicos aún durante erupciones

explosivas, mediante el lavado de ceniza volcánica fresca y la posterior evaluación de los

contenidos relativos F con respecto a Cl y S.

3.3.11.- Composición de la fase líquida de las manifestaciones

El análisis y estudio del origen de los constituyentes de la fase líquida, y el control que

ejercen los distintos procesos en su distribución, comienza por la identificación de los dos

grandes grupos que componen las soluciones, los aniones y cationes. De acuerdo con

numerosos autores (White, 1970; Ellis and Mahon, 1977; Henley et al., 1984; Giggenbach,

1988, Reed, 1997 entre otros), la determinación de las principales características de las

soluciones resulta más adecuada cuando se lleva a cabo en forma separada, primero en base a

los contenidos relativos de aniones y luego con respecto a los contenidos de cationes. Luego,

las observaciones combinadas de ambos grupos, permitirán caracterizar el tipo de agua

dominante y conducir a un mejor entendimiento de los procesos actuantes en el sistema.

Con respecto al origen de estos grupos en las soluciones, como regla general se puede

considerar que los aniones mayoritarios Cl-, SO42- y HCO3

- (Cl, SO4 y HCO3) son

mayormente derivados de constituyentes de la fase vapor de origen magmático; mientras que

los cationes, como Na+, K+, Mg2+ y Ca2+, provienen de la roca que aloja al sistema


102

hidrotermal. Además de estos, se pueden encontrar en la solución componentes sin carga, es

decir neutros, como son NH3, SiO2 y B, presentándose los dos últimos generalmente como

ácidos no disociados (Ellis y Mahon, 1984; Arnórsson, 1985; Giggenbach, 1997).

Según la clasificación postulada por Ellis y Mahon (1984), y de común aceptación por

distintos autores, los cuatro tipos principales de agua encontrados en los sistemas geotérmicos

ubicados en áreas activas volcánicas son:

(1) aguas neutras a alcalino cloruradas, características de aguas maduras de origen

profundo, estas aguas suelen ser ricas en Na y K, aunque pueden tener valores considerables

de Ca también,

(2) aguas ácidas sulfatadas, formadas por la absorción de gases ácidos magmáticos

ricos en H2S y SO2 en aguas subterráneas o superficiales y la subsiguiente oxidación, como

consecuencia del ataque ácido a la roca estará enriquecida en los cationes formadores de roca

que dominen la roca matriz,

(3) aguas neutras a alcalinas bicarbonatadas, originadas por la condensación de gases

en aguas subterráneas poco oxigenadas, el catión principal suele ser Na aunque acompañado

por altos valores de Ca y Mg,

(4) aguas ácidas sulfato-cloruradas, o viceversa según el anión principal, puede

formarse por mezcla de aguas 1 y 2, o por condensación en aguas subsuperficiales de vapores

y gases desprendidos desde un cuerpo fundido somero, por lo cual también estará enriquecida

en fluoruros y posiblemente bromuros, junto con los cationes provenientes del lixiviado.

La intensidad de la interacción agua-roca, en función de la temperatura y acidez de las

soluciones involucradas, va dar lugar a los procesos de disolución y precipitación de

minerales que finalmente controlarán la composición de los fluidos y en especial la fase

líquida. Según Arnórsson (1985 y 2000), la disolución de los minerales de rocas primarias, en

gran medida irreversible, y la precipitación de minerales secundarios son los procesos más

significativos que afectan la composición de cualquier fluido geotermal. Los procesos de

disolución tienen como consecuencia un aumento en las concentraciones de los componentes

acuosos, incluyendo las especies conservativas como por ejemplo Cl, Br y B. Otros

componentes que son puestos en solución, por la disolución de minerales de la roca primaria,

son removidos del fluido mediante precipitación de minerales hidrotermales o secundarios.

Como resultado de estos procesos, las proporciones relativas de componentes en las aguas

geotermales difieren mucho de aquellas presentes en las rocas. De los componentes o


103

elementos que en gran parte vuelven a precipitar se dice que tienen baja movilidad, ejemplos

de este grupo son: Al, Mg y Fe. Por otro lado, se dice que tienen alta movilidad los elementos

que solo son precipitados en bajas proporciones como Li, Rb y Cs entre otros.

Aún antes de que las aguas subterráneas de origen meteórico entren en contacto con

los gases ácidos ascendentes, pueden traer consigo componentes producto de la interacción

agua-roca. Cuan significativos pueden ser estos valores dependerá del grado de interacción

previo a la acidificación por fluidos profundos. El hecho de que el agua de lluvia que recarga

los acuíferos tenga un bajo contenido de sales disueltas contribuye en el ataque a la roca junto

con la temperatura y acidez, debido a que se encuentra originalmente subsaturada con

respecto a la mayoría, sino a todos, los minerales. En tales condiciones, potencialmente todos

los componentes podrían ser conservativos. En que punto los diversos componentes se pueden

volver reactivos depende de la intensidad de las interacciones agua-suelo y agua-roca

posteriores (Henley y Ellis, 1983; Reed, 1997). Como ya se señaló anteriormente, el carácter

reactivo de estos componentes se debe a su tendencia a precipitar a partir de la solución, para

formar minerales secundarios, y a aproximarse al equilibrio local entre estos minerales y los

componentes acuosos. Esto suele observarse en el comportamiento del Fe, Al y Ti en la zona

de meteorización y en algunas ocasiones con el Mg también. En situaciones en las que se

hayan producido reacciones menores con la roca, como es el caso con aguas de baja

temperatura, es posible que se tornen reactivos otros componentes mayores como Si, Ca, Na,

K, carbonato e incluso sulfato.

Como se mencionó más arriba, el análisis particular para aniones y cationes permitirá

un mejor entendimiento en el origen y procesos que involucraron a estos componentes, y por

lo tanto a las soluciones.

3.3.11.1.- Aniones

Los tres aniones mayoritarios en la composición de soluciones de origen hidrotermal

son generalmente cloruro, sulfato y bicarbonato (Cl, SO4 y HCO3), y por este motivo los más

frecuentemente analizados, aunque en algunos casos pueden hallarse cantidades de fluoruros

(F-) y bromuros (Br-) significativas. En manifestaciones hidrotermales asociadas a ambientes

volcánicos (lagunas cratéricas, vertientes, etc.), estos aniones mayoritarios tienen su origen

principalmente en los gases provenientes del desgasado del cuerpo magmático. De esta

manera, se considera que el Cl es esencialmente derivado de HCl magmático, el SO4 de SO2 y


104

H2S, y el HCO3 de CO2. Cada uno de ellos está directamente involucrado en la transformación

de los fluidos inmaduros, ácidos y oxidantes de origen magmático a fluidos neutros y

reducidos típicos de sistemas hidrotermales maduros (Giggenbach, 1997; Arnórsson, 2000),

para después en superficie entrar en contacto con el ambiente oxidante atmosférico.

De acuerdo con lo observado en las figuras 3.03 y 3.04, la absorción de vapores

magmáticos en aguas subterráneas de circulación profunda conduce a la formación de

soluciones altamente ácidas y oxidantes, con contenidos de Cl y S originalmente en

proporciones similares a aquellas en la fase vapor magmática original (Giggenbach et al.,

1990). Se asume que el HCl se solubiliza ionizándose, y la mayoría del S magmático es

convertido a SO4 según las reacciones [3.7] y [3.26]. Bajo estas condiciones de acidez, la

posibilidad de formación de HCO3 a partir de CO2 es nula, de esta manera la composición de

las aguas volcánicas serán de tipo SO4-Cl, con relaciones SO4/Cl que tienden a corresponder

con las relaciones S/Cl de los gases de fumarolas de alta temperatura que pudieran aparecer

asociadas. En gases de tipo andesíticos, considerando S = S total, la relación oscila entre 5 y

20. Las aguas ácidas Cl-SO4, con relaciones SO4/Cl menores, sugieren una pérdida parcial de

S en forma de minerales como sulfuros (pirita), sulfatos (anhidrita, alunita), o S elemental.

Las aguas ácidas con estas características se asocian a las de tipo (4), y se consideran como

aguas altamente inmaduras que se han formado por la absorción de gases volcánicos en aguas

subterráneas a temperaturas relativamente bajas, y por lo tanto a niveles someros. Se observan

en lagunas cratéricas y descargas de vertientes ácidas que se encuentran en los flancos de los

edificios volcánicos (Kiyosu, 1985; Giggenbach y Sheppard, 1989; Rowe et al., 1992;

Varekamp et al., 2000).

Con un mayor tiempo de permanencia de las aguas dentro del sistema se produce la

remoción de la mayor parte del S por precipitaciones como las que se señalan más arriba. De

esta manera, la composición de estas aguas, originalmente con un aporte directo magmático o

volcánico, se aproximan a aquellas de las aguas Cl neutras, descargadas en la mayoría de las

vertientes y surgentes geotermales que no presentan una conexión directa con un aporte

magmático o volcánico. Estas aguas, con mayor tiempo de permanencia, son consideradas

como aguas maduras, se asocian a las de tipo (1) y son las que se concentran generalmente en

potenciales reservorios geotérmicos (Arnórsson, 1985 y 2000).

De acuerdo con Giggenbach (1997), a altas profundidades, y por lo tanto presiones, la

mayoría del CO2 originalmente magmático se mantendría todavía en solución. De esta

manera, soluciones que contengan un alto % en peso de CO2, al disminuir la temperatura se


105

volverían más reactivas con respecto a la alteración de roca y se incrementarían las

proporciones de CO2 que se convertirían en HCO3 o calcita. Debido a la solubilidad

retrógrada de la calcita en aguas no muy salinas, los contenidos de HCO3 en equilibrio en

soluciones se incrementarían con el descenso de la temperatura. Las máximas relaciones

HCO3/Cl, alcanzadas a partir de la completa transformación de CO2 a HCO3, son nuevamente

determinadas desde las relaciones CO2/Cl de los gases magmáticos originales. Estos valores

oscilan entre 10 y 50, y están asociados a las aguas de tipo (3). Pero son pocos los casos, en

sistemas de temperaturas relativamente bajas, que alcanzan estos valores. Los bajos valores

observados comúnmente en esta relación se deben, fundamentalmente, a una pérdida

temprana de CO2 o a precipitaciones de parte del HCO3 como calcita. Cualitativamente, los

contenidos de HCO3 pueden ser tomados como un indicador de temperaturas relativamente

bajas. Un proceso que conduce a un marcado incremento en los contenidos de HCO3 a bajos

valores de Cl, es la interacción de aguas enriquecidas en CO2 con roca a niveles someros.

Estas aguas cargadas en CO2 se forman por la absorción de vapores separados de un agua Cl

profunda en un cuerpo de aguas subterráneas más frías (Hedenquist, 1990; Lonker et al.,

1990). La expansión isoentálpica del vapor, separado de una fase líquida profunda, a

presiones cercanas a la atmosférica, es acompañada por una caída en la temperatura cercana a

los 160º C. Las temperaturas de las aguas bicarbonatadas secundarias formadas de esta

manera son por lo general de 150 a 160º C (Cioni et al., 1984; Hedenquist, 1990). La relación

HCO3/Cl fue sugerida como geotermómetro por Fournier y Truesdell (1970), mientras que

Chiodini et al. (1991) la utilizó como indicador de presión de CO2 para sistemas de baja

temperatura.

Según Giggenbach (1997), la absorción de vapores cargados de gases en aguas

superficiales, y la oxidación de H2S a SO4 por O2 atmosférico, llevan a la formación de aguas

ácidas con alto SO4 y bajos contenidos de Cl. Los pequeños cuerpos de agua superficiales

calentadas por vapor que presentan un desgasado directo, de acuerdo con la intensidad del

desgasado y la temperatura que adquieren, pueden ser identificadas como “bubbling o boiling

pools” (burbujeantes o en ebullición respectivamente), y también se encuentran

frecuentemente asociadas con rasgos superficiales denominados como “mud pools” (llamadas

también olletas de fango o pailas). Aunque el punto de ebullición del agua limita la

temperatura de estos cuerpos a valores cercanos a los 100ºC, suelen tener temperaturas muy

por encima de los valores del ambiente, lo que favorecería la liberación del HCl

enriqueciéndose considerablemente el SO4. De esta manera, dan lugar a aguas del tipo (2),


106

que por lo expuesto se forman solo a niveles someros pero en ocasiones percolan a niveles

profundos (Reyes, 1990).

De no contar con información más detallada, los diagramas triangulares Cl-SO4-HCO3

(Chang, 1984) son una importante herramienta para la clasificación de aguas, pero además

proveen mucha de la información requerida con respecto a la evolución de los fluidos

hidrotermales debido a su potencial interpretativo. Mayores evidencias o información

cualitativa adicional, especialmente con respecto a temperaturas de interacción de estas

soluciones con roca, se obtiene a partir del otro grupo importante de especies en solución, los

cationes.

3.3.11.2.- Cationes

De los constituyentes de soluciones hidrotermales en contacto con rocas corticales,

Na K Mg y Ca son los comúnmente más analizados y en los que se ha encontrado una mayor

aplicación como componentes de un gran número de geoindicadores (Fournier y Truesdell,

1973, Giggenbach, 1988; Arnórsson, 2000; Cortecci et al., 2001). Los procesos más

importantes que gobierna dichas concentraciones en las soluciones hidrotermales, son la

disolución de la roca que alberga al sistema geotermal y el grado de equilibrio alcanzado.

Otros cationes a considerar son Fe y Al, que junto con los anteriormente señalados son los

principales elementos formadores de roca (RFE). Considerando las proporciones relativas de

Fe y Al en la composición de la roca promedio de la región (Taylor, 1964) y las

características de los fluidos con los que interactúa, éstas especies adquieren valores

significativos en la composición de las aguas descargadas en superficie.

La condensación y solubilización de vapores ácidos de origen magmático en los

acuíferos subsuperficiales son los responsables de la elevada acidez de las soluciones, y junto

con la elevada temperatura facilita la disolución de la roca, fuente de los cationes

mayoritarios.

La disolución de muchos minerales formadores de roca involucra el consumo de

protones y la liberación de cationes, y algunas especies neutras como sílice y B, dentro de la

solución. Como se señalara más arriba, la disolución progresiva de los minerales de la roca

trae aparejado un aumento en la relación catión / protón, el cual se debe a un descenso del ión

hidrógeno, o a un aumento en la concentración acuosa de los cationes derivados de la roca o a


107

ambos factores a la vez (Arnórsson, 2000). En condiciones de equilibrio las relaciones catión /

protón van a alcanzar un valor particular, que dependerá de la temperatura y la presión del

sistema, de los equilibrios minerales específicos involucrados y del grado de madurez de las

aguas.

Información acerca de esto último puede obtenerse a partir de las proporciones

relativas de Na, K y Mg. Si las soluciones resultaran del ataque químico de las rocas a bajas

temperaturas, estarían enriquecidas en Mg con valores variables de K e indicarían un menor

grado de madurez. Por otro lado, las soluciones con mayores contenidos de Na, son aguas

maduras que habrían alcanzado el equilibrio. Estas relaciones guardan una estrecha

vinculación con las planteadas para los aniones. De esta manera, puede reconocerse que las

aguas ácidas sulfatadas y/o sulfatadas-cloruradas tienden a estar enriquecidas en Mg con

respecto a Na y K. Mientras que las aguas cloruradas asociadas a estados de madurez tienden

a estar enriquecidas en Na (Giggenbach, 1997).

Dependiendo de las características del ambiente y del modo de interacción agua-roca,

se pueden producir reprecipitaciones inmediatas de minerales secundarios o conducir a una

disolución congruente; esto significa que los elementos liberados de la roca mediante este

proceso, son puestos en solución sin que se produzca la precipitación de ninguna fase mineral

(Varekamp et al., 2000).

Como se mencionó anteriormente, la solubilidad de muchos silicatos primarios que

van a liberar cationes de las rocas comunes depende del pH. Ejemplos de esto puede

observarse en olivinas y piroxenos, como forsterita y diópsido para liberar Ca y Mg

(reacciones [3.13] y [3.14]).

Para otros minerales, el pH del medio condicionará la forma del componente

que se liberará, como en el caso de los feldespatos y particularmente la albita para la

liberación de Na y Al. El Na+ se desprenderá en cualquier situación por su alta movilidad,

pero el Al disuelto estará en la forma Al(OH) 4- en un medio de pH neutro o alcalino, mientras

que en soluciones ácidas, el Al disuelto estará presente sobre todo como Al+3 (reacciones

[3.15] y [3.16]). Por otro lado, el comportamiento del Fe en solución y la precipitación estará

controlado por la presencia de oxhidrilos según la reacción [3.17].

Es importante tener en consideración que si un mineral o minerales, controlan la

actividad de un componente reactivo particular, y es estable para un amplio rango de

temperaturas y composición de la roca, este componente reactivo tendrá una amplia


108

aplicabilidad como geoindicador. Ejemplos de esto son los equilibrios entre sílice y cuarzo

y entre Na, K y feldespato alcalino (Fournier, 1985; Arnórsson, 1985).

CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO

109

ツAパÍフブネバサ.

ノテフバヅバネバトÍA ヅテ

MUESTREO Y AハÁネナピナピ

テワユヴヵユヤモヱíヵヶロヰ se describe el instrumental, los materiales y la

metoュヰロヰヨíモヶヵリロリコ゚モュモヱモンモユロヮヶユヴヵンユヰュユロモヴヮモワリョユヴヵモヤリヰワユヴロíヲヶリュモヴ

ケ゚ヨモヴユヰヴモヴュユロヴリヴヵユヮモ. パヰヴヵユンリヰンヮユワヵユ, ヴユュユヵモロロモワロヰヴヮéヵヰュヰヴ

モワモロíヵリヤヰヴケ゚ユロユヲヶリヱモヮリユワヵヰヶヵリロリコ゚モュヰヱモンモロモュユヵユンヮリワモヤリóワュユロモ

ヤヰヮヱヰヴリヤリóワヲヶíヮリヤモユリヴヰヵóヱリヤモュユロモヴヮヶユヴヵンモヴュユモヨヶモヴケ゚ gases

ヵヰヮモュモヴユワロモヴ áンユモヴュユヮヶユヴヵンユヰ.


110

4.1.- Consideraciones generales

Para determinar la composición química e isotópica de las distintas manifestaciones

líquidas o gaseosas de la región, sean estas volcánicas-hidrotermales o del sistema

hidrológico, es necesario emplear métodos que permitan capturar la muestra de manera tal

que al ser analizada posteriormente en laboratorio, se pueda reproducir la composición en el

punto muestreado al momento del muestreo. Para esto se requiere mantener a las especies que

constituyen la muestra, en condiciones necesarias para que mediante las distintas

metodologías de análisis puedan ser identificadas y cuantificadas. Esto implica en algunos

casos, fraccionar el muestreo de la manifestación (líquida o gaseosa) en distintas técnicas y

recipientes de acuerdo con los posteriores requerimientos analíticos, e incluso separar y

transformar algunas especies para evitar que se produzcan reacciones posteriores al muestreo,

que enmascararían la determinación de la composición original.

A continuación se detallan las metodologías de muestreo empleadas para los distintos

tipos de manifestaciones líquidas y gaseosas, y una completa descripción de las metodologías

analíticas para la determinación de los constituyentes tanto de las fases gaseosa como líquida

para la realización del presente trabajo.

4.2.- Metodologías e instrumental de muestreo

Aunque existen una gran variedad de manifestaciones fluidas a considerar en

ambientes volcánicos y geotermales, se pueden dividir los métodos de muestreo en dos

grandes grupos, los muestreos para la fase gaseosa y los muestreos para la fase líquida. Las

técnicas de muestreo de la fase gaseosa varían según las características fisicoquímicas de la

manifestación gaseosa y de la morfología del sitio de emisión. Por otro lado, la técnica de

muestreo para la fase líquida es uniforme para todos los tipos de emisiones, pero variará la

forma de almacenamiento de acuerdo al grupo de constituyentes que se desean analizar. Las

técnicas de muestreo aplicadas durante las campañas realizadas para al presente trabajo,

corresponden a las utilizadas en el Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de

Florencia, Italia, y son presentadas en este capítulo según las descripciones de Montegrossi et

al. (2001) y Tassi et al. (2003).


111

4.2.1.- Muestreo de las Emisiones Gaseosas

4.2.1.1.- Ampollas de muestreo

Para la realización del muestreo de las manifestaciones gaseosas, sean estas

correspondientes a emisiones fumarólicas o encharcamientos de aguas burbujeantes, se

emplean ampollas evacuadas al vacío. Las ampollas pueden contener solución alcalina o no

según las especies que vayan a ser analizadas.

La principal ampolla de muestreo se trata de una ampolla de vidrio de entre 90 y 100

ml de volumen, al vacío y cerradas por una válvula Thorion o Rotaflo (Giggenbach, 1975). La

ampolla contiene entre 25 y 30 ml de una solución de alcalina de 4N NaOH-0,5N Cd(OH)2

dependiendo del volumen de la ampolla (fig. 4.01a). Esta solución alcalina (Na-Cd) permite al

momento del muestreo, la separación entre la fase condensable y reactiva (H2O, CO2, HC1,

HF, HBr, H3BO3, y especies de S) que permanece en la solución, y la fase incondensable (N2,

H2, O2, He, Ar, Ne, CO, y CH4 entre otros gases orgánicos) que se concentra en el espacio

libre que queda en la parte superior de la ampolla, mientras que en la fase sólida queda

contenido el H2S, que precipita como CdS amarillo-naranja (fig. 4.01b) por interacción con la

solución de Cd(OH)2. De esta forma, el H2S es separado del SO2 que permanece en solución

en forma de SO3-2 y SO4

-2, y del So que precipita y permanece como residuo sólido de la

solución básica. Esta separación de las especies sulfuradas, evita la reacción entre el SO2 y el

H2S durante el muestreo y reacciones de oxido-reducción entre las especies sulfuradas en la

solución. Como se señaló en el capitulo anterior (ver 3. Marco Teórico), la separación e

identificación de las distintas especies de S es fundamental para determinar aportes directos

de origen magmático.

Las reacciones que retienen a las principales especies gaseosas reactivas y

condensables son las siguientes (Symmonds et al., 1994; Marini, 2000):

CO2(g) + 2OH-(aq) CO3-2 (aq) + H2O [4.1]

4SO2(g) + 7OH-(aq) 3SO4-2 (aq) + HS-(aq) + 3 H2O [4.2]

HCl(g) + OH-(aq) Cl-(aq) + H2O [4.3]

HF(g) + OH-(aq) F-(aq) + H2O [4.4]

mientras que la reacción que da lugar a la separación del H2S como fase sólida por

precipitación de CdS es la siguiente:


112

Cd(OH)2 + H2S CdS + 2 H2O [4.5]

Para el análisis isotópico de 3He/4He y 40Ar/36Ar, solo se necesita que los gases ácidos

condensables sean retenidos por una solución alcalina para que no interfieran con el análisis

de los gases inertes, por este motivo no necesariamente la solución debe contener Cd(OH)2,

ya que con la sola presencia de NaOH los gases ácidos son separados.

Figura 4.01- Ampollas para el muestreo de gases. a) Nótese la diferencia del color en la solución Na-Cd entre la ampolla antes de iniciar el muestreo y b) al finalizar el muestreo. c) Ampolla con solución de NaOH apta para el muestreo de isótopos de He y Ar.

Para el análisis isotópico de 13C/12C del CO2 es necesario que el muestreo de gas sea

realizado en una ampolla al vacío sin solución alguna en su interior.

4.2.1.2.- Preparación y carga de la solución alcalina

La solución alcalina que contiene la ampolla principal esta compuesta por una

concentración de 0,5N Cd(OH)2 + 4N NaOH. Esta solución tiene la particularidad que el

Cd(OH)2 no está usualmente en compañías químicas, por lo cual, debe sintetizado como

CdCO3, el cual es altamente tóxico. La preparación de este compuesto es en extremo delicada,

debido a que el CdCO3 produce fuertes reacciones exotérmicas. Posteriormente, un ligero

exceso (~0,2%) de HC1O4 (70% P/P) se deja gotear sobre el polvo de CdCO3 usando agua de

ultra alta calidad (UHQ = Ultra High Quality). Esto permite la disolución del precipitado y la

eliminación del CO2. Luego, con un exceso (~2%) de pellets lixiviados de NaOH, más la

a b c


113

precipitación de Cd(OH)2, se obtiene la purificación conveniente para la centrifugación y,

finalmente, es enjuagado con agua UHQ y 2 gr/lt de NaOH. El Cd(OH)2 puro es adherido a

una solución 4N NaOH para obtener 0,5N Cd(OH)2, y la mezcla resultante es hervida para

desgasificar el reactante. De esta forma la solución esta lista para ser cargada en la ampolla de

muestreo.

El proceso de carga de las ampollas consiste en someter a la ampolla a un vacío

parcial para luego succionar la solución alcalina. Una vez que la solución alcalina es

introducida, la ampolla es sometida a vacío por unos 10 a 20 minutos, mediante el uso de una

bomba de vacío de rotación con una capacidad de 3 litros como mínimo (fig. 4.02). Las bajas

presiones dentro de la ampolla, una vez que ha sido sometida al vacío, son indicadas por el

característico sonido similar a partículas sólidas dentro de la ampolla al ser esta agitada.

Terminado el proceso de vacío, la boquilla libre de la ampolla es llenada con agua Milli-Q o

agua destilada de alta pureza (UHQ)- La ampolla debe ser pesada con una balanza de 0,01 grs

de precisión y finalmente debe ser sellada la boquilla con parafílm. La inserción de agua y el

sellado de la boquilla evitan el ingreso de aire dentro de la ampolla.

Figura 4.02 - Bomba de vacío para la preparación de ampollas.

4.2.1.3.- Descripción del muestreo con ampollas

En el proceso de muestreo, la ampolla es conectada al extremo final de la línea de

muestreo con un tubo de silicona. Previo a la apertura de la válvula Thorion para iniciar el


114

muestreo (sólo debe abrirse la válvula roja y lentamente, para evitar un ingreso violento de

gas a la ampolla), la ampolla debe ser puesta en posición vertical, con la válvula apuntando

hacia abajo. Durante el muestreo, en la solución alcalina se irán generando burbujas producto

del ingreso de gas en la muestra, una vez que el burbujeo en la ampolla ha cesado o es

extremadamente lento, la válvula debe ser cerrada. La cantidad de gases que pueden ser

muestreados está limitada por: 1. Consumo total de la solución alcalina, para fluidos ricos en

gases ácidos; 2. Finalización del vacío, para fluidos ricos en gases no absorbidos; 3. Consumo

del espacio líquido, para fluidos ricos en agua (Marini, 2000). Inmediatamente finalizado el

muestreo, la boquilla debe ser nuevamente rellenada con agua Milli-Q y sellada con parafilm.

Finalmente, la muestra es rotulada con código, fecha de muestreo y temperatura de emisión.

En ocasiones, especialmente en fumarolas de alta temperatura, las descargas pueden causar la

ebullición de la solución de NaOH, provocando que la presión de la solución sea más alta que

de la misma fumarola y con esto la succión de la solución hacia la zona de emisión de la

fumarola. Para minimizar parcialmente este efecto, la ampolla debe ser envuelta en una capa

de papel húmedo, manteniendo así la solución alcalina bajo el punto de ebullición.

Posterior al muestreo y en el laboratorio, la ampolla debe ser nuevamente pesada sin

parafilm y sin agua dentro de la boquilla. La diferencia entre los pesados pre y post muestreo,

entregará la cantidad de agua + gas recolectado.

El muestreo para la determinación de isótopos de He y Ar se realiza de la misma

forma, pudiendo utilizarse la misma solución alcalina de Na-Cd o solo con NaOH, como se

indicó anteriormente.

El muestreo con la ampolla para los isótopos de carbono es realizado de la misma

forma que con las ampollas con la solución de Na-Cd en su interior, sin embargo, el tiempo de

muestreo es muy corto, siendo sólo de algunos segundos.

Finalmente, una vez realizados todos los análisis, se procede a la limpieza final de las

ampollas para su reutilización.

4.2.1.4.- Muestreo de Fase Gaseosa en Fumarolas

Los métodos de muestreo en fumarolas, para la determinación de la composición

química de las emisiones gaseosas, consisten en capturar el flujo gaseoso en la ampolla

descripta arriba como se mencionó anteriormente. Sin embargo, la captación del flujo para

encauzarlo hacia la ampolla puede variar según las características de la emisión y la

factibilidad para poder realizar el trabajo de muestreo.


115

En el caso de fumarolas de alta temperatura y/o altos flujos de emisión, que impidan

realizar con comodidad un muestreo directo sobre la emisión, se realiza la extensión de una

línea de vidrio que va inserto en el punto de emisión mediante un tubo de titanio (fig. 4.03) o

de cuarzo, mientras que en fumarolas de menores temperaturas y flujo se utiliza simplemente

un embudo que se conecta a la ampolla mediante una manguera o tubo de silicona. Esta

última fue el caso frecuente en el área de muestreo.

Para el caso de utilización de tubos de inserción, este requiere una extensión de unos

50 cm de longitud. La utilización del tubo de titanio o cuarzo dependerá directamente de la

temperatura de emisión de la fumarola. En fumarolas con temperaturas inferiores a 600°C es

utilizado el tubo de titanio (fig. 4.03), mientras que temperaturas superiores a 600°C debe ser

usado el tubo de cuarzo o de cualquier material altamente refractario (e.g. mullita), debido a

que el titanio a estas temperaturas, se vuelve altamente reactivo, pudiendo generar

contaminación de hidrogeno en la muestra, de acuerdo a la siguiente reacción (Symmonds et

al., 1994):

Ti (s) + 2H2O TiO2 (s) + 2H2 [4.6]

Sin embargo, el tubo de cuarzo o mullita también presenta la desventaja de ser muy

frágil y eventualmente puede quebrarse, sobre todo en aquellas fumarolas altamente vigorosas

(Giggenbach y Gogel, 1989). En el tubo de titanio (el más ampliamente utilizado) es insertada

una línea de vidrio pyrex, el cual es conectado mediante pinzas metálicas. La línea de vidrio

esta compuesta de un cilindro de vidrio "dewar" de doble camisa o cilindro doble de vidrio

(fig. 4.03). Las dos camisas se encuentran separadas por un espacio vacío, el cual evita las

bruscas caídas de temperatura a lo largo de la línea de muestreo y con esto eventuales

cambios en la composición del gas. En la entrada superior del tubo de titanio es inserto un

anillo de teflón (fig. 4.03), el cual evita tanto el ingreso de aire dentro del tubo de titanio como

el rompimiento de la línea de vidrio durante el muestreo, esto último, debido a la expansión

por el calentamiento de la línea de vidrio. El teflón, al ser un material autolubricante, permite

mantener la estabilidad de la línea vidrio. En la parte final de la línea de muestreo, conectada

mediante pinzas metálicas al tubo "dewar", es insertado una pieza de vidrio con doble salida,

con el objetivo de obtener un flujo de salida óptimo. La forma particular de este objeto de

vidrio impide que al interior del mismo se creen vórtices o reflujos de gas, que puedan causar

fenómenos de condensación del gas o aspiración de aire externo (fig. 4.03). En la salida


116

diagonal superior de este objeto de vidrio es conectada la ampolla de muestreo, mediante un

tubo de silicona.

Figura 4.03 - a) Esquema línea de vidrio para muestreo de gases en fumarolas de alto flujo y temperatura, b) Fotografía del muestreo de gases volcánicos en fumarolas.

Posteriormente al muestreo con ampollas, también es necesaria la realización del

muestreo de gas condensado, debido a que con este tipo de muestra pueden ser realizados

análisis más complejos que aquellos realizados por el gas recolectado en las ampollas. Para el

muestreo del condensado, se utiliza el mismo sistema (tubo de titanio + línea de vidrio) que

para el muestreo con ampollas, ya descrito anteriormente (fig.4.03).

Para este muestreo, la pieza de vidrio de doble salida es sustituida por un tubo de

vidrio pyrex simple, el cual es revestido por una capa de papel humedecido (fig. 4.03). El uso

de este tubo simple revestido, causa un descenso de la temperatura suficientemente útil para

condensar el gas y recolectarlo. Es posible variar la longitud de la línea de vidrio, variando el

numero de piezas de vidrio revestido con respecto al flujo de salida del gas y de su

temperatura (a mayor temperatura y flujo se debe colocar una línea más larga), permitiendo

optimizar la recolección de la muestra de condensado. El condensado es recolectado en una

botella plástica, siendo la cantidad óptima de recolección unos 50 ml, sin embargo, en casos

donde la obtención del condensado es muy baja, son suficientes unos 20 ml. Para la

realización de análisis isotópicos, es necesario recolectar el condensado en una botella de

vidrio oscuro (fig. 4.07b) y realizando la operación de condensación con el uso de hielo o éter,

para evitar un posible fraccionamiento isotópico. Una vez finalizado todo el proceso de

muestreo, tanto con las ampollas como las muestras de condensado, se debe proceder a retirar

a bb


117

toda la línea de vidrio y dejar el tubo de titanio, de esta forma, se procede a insertar el

termómetro para la medición de la temperatura de emisión del sitio muestreado.

Figura 4.04 - a) Esquema del sistema de muestreo de gases en fumarolas mediante el uso de embudo, para ampolla pre-evacuada vacía y pre-evacuada con Na-Cd o NaOH. b) Fotografía del muestreo de gas en fumarolas con utilización de llave 3 vías, para favorecer el flujo y saturación del sistema.

Para las fumarolas que presentan temperaturas y flujos de emisión menos vigorosos,

que permiten una sencilla captación para el muestreo, se utiliza un embudo plástico y tubos de

silicona para la conexión a la ampolla. Una vez identificado el sitio de emisión, se procede a

realizar un orificio donde pueda ser insertado el embudo, despejando de tierra y rocas.

Posteriormente, se procede a insertar el embudo sobre la zona de emisión y finalmente es

cubierto con tierra húmeda o fango de la misma zona de emisión, generando con esto un

sistema cerrado y evitando así el ingreso de aire que eventualmente podría contaminar la

muestra (fig. 4.03). Previo al inicio del muestreo, se debe asegurar de que existe una cantidad

suficiente de gas dentro del embudo mismo. Para facilitar el llenado del embudo y la

saturación de todo el sistema con gas, se puede realizar vacío desde el extremo de salida del

tubo de silicona mediante el uso de una jeringa y llave de 3 vías, como se observa en la figura

4.04 b. De esta forma, previo a la inserción de la ampolla se realiza un evacuado del sistema

durante el tiempo que se considere necesario para asegurarse la eliminación total de aire en el

sistema embudo-tubo de silicona y la saturación con gas en el mismo. Una vez realizado el

evacuado se procede a la inserción de la ampolla y muestreo.

a b


118

Para la extracción de condensado fumarólico en este tipo de muestreo, se utiliza en un

burbujeador conectado al extremo de salida del tubo silicona (fig 4.05). En este caso, para la

realización de la operación de condensación se coloca el burbujeador en un recipiente con

agua y hielo, y se conecta el orificio de salida del burbujeador una jeringa para realizar vacío

y favorecer el flujo de burbujeo. Luego, de la misma forma que con el muestreo anterior, la

fracción de condensado destinada para la realización de análisis isotópicos se recolecta en un

recipiente de vidrio oscuro, para evitar un posible fraccionamiento isotópico.

Figura 4.05 - a) Esquema del muestreo para la obtención de condensado en emisiones fumarólicas, mediante le uso de burbujeador y jeringa. b) Fotografía del muestreo de condensado en fumarolas, se observa el burbujeador con jeringa dentro del recipiente con hielo.

4.2.1.5.- Muestreo de Gases en las Aguas Burbujeantes (bubbling-boiling o mud

pools)

La obtención de muestras de gases desde las acumulaciones de aguas sobre emisiones

fumarólicas requiere un tipo particular de muestreo. En esta clase de manifestaciones, olletas

de aguas (o fangos) burbujeantes o aguas calentadas por vapor, es utilizado el mismo material

que en las fumarolas de baja temperatura, pero el método de inserción del embudo implica

determinados recaudos.

El muestreo en este tipo de sitios se realiza mediante el uso de un embudo plástico

como captador, que debe ser colocado sobre la zona de emisión de las burbujas de gas, de

modo tal que el gas atraviese el embudo por su parte superior más estrecha hasta arribar a la

ampolla de muestreo, la cual está conectada al embudo mediante un tubo de silicona (fig.

a b


119

4.06). Es muy importante que al inicio del muestreo, el embudo sea inmerso completamente

en el liquido, y si es posible, realizando la conexión entre el embudo y la ampolla en total

inmersión.

Figura 4.06 - a) Esquema del muestreo de gases en acumulaciones de aguas o fangos burbujeantes. b) Fotografía del muestreo de gas en una acumulación burbujeante.

Durante todo el proceso de muestreo y con el objetivo de evitar la contaminación

atmosférica, el embudo debe mantenerse semi-inmerso en líquido y se debe asegurar de que

existe una cantidad suficiente de gas dentro del embudo mismo. Una forma práctica de

favorecer el llenado de gas dentro del embudo, es obstruir la salida del tubo de silicona,

presionando sobre el extremo libre del mismo por unos 30 a 40 segundos. Si esta operación

no es posible realizarla por condiciones especialmente desfavorables durante el muestreo, el

embudo puede ser puesto sobre el punto de emisión, llenando repetida y abundantemente el

embudo con el gas.

Se debe disponer de varios tamaños de embudos y tubos de silicona de distintas

longitudes, permitiendo con esto adaptarse mejor a las dimensiones del cuerpo de agua

burbujeante. Puede resultar útil disponer de cualquier objeto que permita sostener el embudo a

larga distancia, sobre todo para el muestreo de emisiones gaseosas dentro de cuerpos de agua

relativamente grande o alejado del punto de mayor seguridad para detenerse a realizar el

muestreo. Esto último debe ser considerado, debido a que diversos sitios donde ocurren este

tipo de emisiones gaseosas se presentan en grandes acumulaciones de aguas que alcanzan

a b


120

hasta los 100°C, o en zonas donde el suelo del sector más cercano a la emisión de gas no

presenta la firmeza suficiente para sostener al operador del muestreo durante un tiempo

prolongado, particularmente habitual en las acumulaciones de tipo fango.

4.2.2.- Muestreo de la Fase Líquida (Aguas)

La técnica de muestreo de aguas es la misma para todos los sitios, independiente tanto

del tipo como la morfología de la zona de emisión, esto involucra tanto a los ríos y arroyos,

lagos y lagunas de la zona de estudio, como las vertientes o surgentes termales y

acumulaciones de aguas burbujeantes. Para la realización de un muestreo prolijo a fin de

evitar contaminación de la muestra, se recomienda la utilización de una jeringa para extraer la

muestra de agua desde la acumulación, desechando las veces que sea necesario la recarga de

la jeringa para efectuar un efectivo enjuague de la misma. Luego se llenan los recipientes

completamente, evitando dejar espacios con aire. El recipiente colector varía de acuerdo con

el tipo de análisis a realizar posteriormente, por lo cual, por cada sitio muestreado deben ser

obtenidas 3 muestras, correspondiendo a:

1. Muestreo en botella plástica de 125 ml con contratapa (fig. 4.07a) para el análisis de

aniones (HCO3-, SO4

-2, Cl-, NO3-, F-, Br-, B, SiO2).

2. Muestreo en botella plástica de 125 ml con contratapa (fig. 4.07a) para el análisis de

cationes (Na+, K+, Ca2+, Mg2+, Fetot, Mntot, Li+, Al3+, NH4+). Para el caso en que el agua

muestreada presente un pH superior a 3, la botella debe ser acidificada con 0,15 ml de HNO3

“Suprapur” concentrado de alta pureza. La acidificación tiene por objetivo preservar los

cationes contenidos en aguas de alta temperatura, los cuales se vuelven supersaturados con el

enfriamiento, prevenir la precipitación de metales traza tanto de aguas de baja como de alta

temperatura y evitar la disolución de sólidos suspendidos, nunca antes acidificados por aguas

infiltradas (Marini, 2000).

3. Muestreo en envase de vidrio oscuro de 25 ml (fig. 4.07b) para el análisis isotópico

de 2H/1H y 18O/16O. La utilización de vidrio oscuro es para evitar el fraccionamiento isotópico

de la muestra.


121

Figura 4.07 - Envases para el muestreo de aguas. a) Botella de 125 ml con contratapa para aniones y cationes. b) Envase de vidrio oscuro de 25 ml para isótopos estables.

Durante el muestreo es importante considerar, que tanto las muestras recolectadas en

la botella plástica de 125 ml como en la de vidrio oscuro de 25 ml deben ser llenadas hasta el

máximo de su capacidad, es decir, totalmente ausentes de aire, para evitar la contaminación

con aire y el fraccionamiento isotópico. Para la botella plástica de 125 ml acidificada no es

estrictamente necesario este procedimiento, y el agua puede ser recolectada sólo hasta la zona

de estrechamiento de la botella, debido a que al estar acidificada no se ve afectada por el aire

ingresado.

Una vez realizado el muestreo, son tomados los datos de temperatura, pH y

conductividad o TDS (Total de Sólidos Disueltos) de la surgente de agua, los cuales deben ser

anotados en las muestras correspondientes.

4.3. - Metodologías e Instrumental de Análisis

Las metodologías de análisis descriptas y el instrumental involucrado corresponden a

las técnicas y equipamiento utilizados en los laboratorios donde fueron realizados los análisis

para este trabajo. Los análisis de las muestras fueron realizados en el Laboratorio de

Geoquímica de Fluidos y Rocas para los análisis químicos de fases gaseosa y líquida

(Montegrossi et al., 2001; Tassi et al., 2003), Laboratorio de Isótopos Estables para isótopos

de 13C/12C en fase gaseosa (Vaselli et al., 1997), ambos del Departamento de Ciencias de la

Tierra de la Universidad de Florencia, Italia; Laboratorios del INQUIMAE de la universidad

de Buenos Aires y de la CNEA para la determinación de elementos mayoritarios y trazas en

aguas; Laboratorios de INGEIS (INGEIS, 2005) y Laboratorios CSIC, Granada, España, para

a b


122

los isótopos de 18O/16O y 2H/1H en fase liquida (CSIC, 2005; Tassi et al., 2006); y Laboratorio

de Gases Raros para los análisis isotópicos de 3He/4He, 40Ar/36Ar, 20Ne/36Ar y 84Kr/36Ar en

fase gaseosa (Poreda y Farley, 1992; Tassi et al., 2006) del Departamento de Ciencias de la

Tierra y Ambientales de la Universidad de Rochester, EEUU.

4.3.1.- Análisis de las Emisiones Gaseosas

El análisis de las muestras tomadas en las emisiones gaseosas implica: el análisis por

separado de las tres fases que se encuentran dentro de la ampolla, y el análisis de la fase

líquida colectada por condensación de la emisión gaseosa para complementar lo obtenido en

la ampolla. Para el caso de lo obtenido en la ampolla, en primer lugar se analiza la fase

gaseosa de la ampolla que contiene a los gases incondensables, aquellos que se encuentran en

la parte superior de la ampolla ya que no fueron absorbidos/retenidos por las fases líquida y

sólida. Una vez finalizados los análisis de la fase gaseosa de la ampolla, se procede a la

extracción y separación de las fases líquida y sólida para la determinación de los compuestos

gaseosos retenidos en ellas. Por otro lado, se analiza con distintas técnicas la fase líquida

condensada. A continuación se describen las distintas metodologías de análisis para la

determinación de la composición de las emisiones gaseosas.

4.3.1.1- Análisis de los compuestos de la Fase Gaseosa de las Ampollas

Para la determinación de la composición química e isotópica de la fase gaseosa de las

ampollas son utilizados tres cromatógrafos gaseosos.

1. Cario Erba 4200, con detector TCD (Detector de Conductividad Térmica)

2. Shimadzu 14a, con detector FID (detector de ionización de llamas)

3. Shimadzu 15a, con detector TCD.

La ampolla es conectada al cromatógrafo gaseoso, y los gases contenidos en su parte superior

son extraídos usando una bomba de rotación y una válvula (six-port valve), conectadas a un

tubo o loop de acero inoxidable de 0,5 ml, mediante el cual se transfieren los gases al gas

cromatógrafo.

El cromatógrafo gaseoso Carlo Erba 4200 es utilizado sólo para el análisis del CO2 en

la fase gaseosa, y por lo tanto de la ampolla al vacío. El análisis es efectuado mediante el uso


123

de una Columna Porapak (3 m de longitud, 80/100 de malla) y Gas carrier de Helio, bajo las

siguientes condiciones:

1. Tcolumna = 80ºC

2. Tinyección = 150ºC

3. Tdetector = 150°C

A estas condiciones analíticas el tiempo de retención del CO2 es de 1,41 min,

correspondiendo al pico que lo separa eficientemente de los gases inertes (1,02 min) y del

agua (5,02 min). También es posible individualizar y cuantificar el H2S (tiempo de retención

de 3,5 min). Sin embargo, este compuesto es preferible analizarlo desde el precipitado de CdS

de la ampolla (explicado más adelante), debido a que el agua de condensación dentro de la

ampolla puede causar una solubilización parcial de este compuesto y haciendo imposible la

determinación exacta del mismo.

El cromatógrafo gaseoso Shimadzu 14a es utilizado para el análisis de los

hidrocarburos y para la determinación del CO mediante metanización. El dispositivo se utiliza

después de dos días de acondicionamiento a 100°C (Tcolumna) para permitir la estabilización de

la señal de fondo para una atenuación mínima. Para cada muestra se realizan tres procesos

analíticos:

a) Análisis de los hidrocarburos C1 (cantidades <1000 ppm vol)-C5, para el cual se

adoptan las siguientes condiciones analíticas mediante el uso de una Columna Cromosorb

80/100 SP 1700 al 23% y Gas carrier de Helio:

1. Tcolumna = 50ºC



b) Análisis de los hidrocarburos C5-C10, mediante el uso de una Columna Cromosorb

100/120 TCEP al 10% y Gas carrier de Helio, en las siguientes cuyas condiciones analíticas:

1. Tcolumna = 30ºC




124

c) Análisis del CO (cantidades <350 ppm vol), mediante metanizador (Shimadzu

MTN-1), Columna Cromosorb Molecular Sieve (5 m de longitud, 80/100 de malla) y Gas

carrier de Hidrógeno, en condiciones analíticas de:

1. Tcolumna = 40ºC



La columna del metanizador, mantenida a 400°C, contiene el catalizador que favorece

la metanización del CO (esto es la transformación en CH4) y se encuentra en la parte inferior

de la columna (tipo Molecular Sieve 5°, longitud de 5 m) que se utiliza para la separación del

CO de la muestra del CH4 y CO2. El FID esta capacitado para indicar la presencia del CH4

original (tiempo de retención de 7 min) y del CH4 derivado de la transformación del CO

(tiempo de retención de 15 min).

La tabla 4.1 resume las especies analizadas y los tiempos de retención relativos bajo

estas condiciones analíticas.

El cromatógrafo gaseoso Shimadzu 15a es utilizado para el análisis de los compuestos

inertes. El dispositivo necesita de un día completo de acondicionamiento a 150°C (Tcolumna).

Con este se realizan tres tipos de análisis:

a) Análisis de H2 (cantidades >5000 ppm vol), O2 + Ar, N2, CH4 (cantidades >1000

ppm vol), CO (cantidades >350 ppm vol), para el cual se utiliza una Columna Molecular

Sieve (9 m de longitud, 80/100 de malla) y Gas carrier de Helio (flujo de 20-30 ml/min),

adoptanse las siguientes condiciones analíticas:

1. Tcolumna = 70ºC



Con estas condiciones analíticas el tiempo de retención resultante para las distintas

especies son: H2 (3,24 min); O2 + Ar (5,16 min); N2 (7,24 min); CH4 (11,18 min); CO (15,89

min).


125

Minutos 10% TCEP Minutos 23%TCEP

0.4 C1-C4 3.15 Metano CH4

0.57 c-Pentano C5H10 4.14 Etano C2H6

0.705 i-Hexano C6H14 4.5 Eteno C2H4

0.78 n-Pentano/Pentadieno C5H12/C5H8 6.03 Propano C3H8

1.05 i-Heptano C7H16 6.93 Propeno C3H6

1.17 n-Hexano C6H14 8.55 i-Butano C4H10

1.25 i-Octano C8H18 11.03 n-Butano C4H10

1.64 Metilciclopenteno C6H10 13 1-Buteno C4H8

1.87 n-heptano C7H16 13.19 i-Buteno C4H8

2.29 Dimetilsulfuro C2H6S 15.14 t-2-Buteno C4H8

2.87 i-nonato C9H20 17.08 c-2-Buteno C4H8

3.14 n-Octano C8H18 18.6 i-Pentano C5H12

4.89 n-nonano C9H20 22.7 n-Pentano C5H12

6.1 Furano C4H4O 26.4 Penteno C5H10

8.69 Benceno C6H6 29.8 2.3 dimetilButano C6H14

14.22 Tiofeno C4H4S 38.63 i-hexano C6H14

17.67 Tolueno C7H8 46.15 c-Pentano C5H10

24.77 Metilfurano C5H7O 49.8 n-hexano C6H14

30.61 Metiltiofeno C5H7S 71 i-heptano C7H16

32.41 Etilbenceno C8H10 95 c-hexano C6H12

36.83 Mp-Xileno C8H10

Tabla 4.1- Especies orgánicas analizables y tiempos de retención relativa.

b) Análisis de Ar y O2, utilizando una Columna Molecular Sieve (9 m de longitud,

80/100 de malla) y Gas carrier de Helio (flujo de 20-30 ml/min), adoptanse las siguientes

condiciones analíticas:

1. Tcolumna = 0ºC



126



especies es: Ar (8,52 min); O2 (9,41 min).

c) Análisis de H2 (cantidades <5000 ppm vol), He y Ne, mediante el uso de una

Columna Molecular Sieve (9 m de longitud, 80/100 de malla) y Gas carrier de Argón (flujo de

20-30 ml/min), según el cual se adoptan las siguientes condiciones analíticas:

1. Tcolumna = 30ºC




especies son: He (2,74 min); Ne (3,11 min); H2 (3,63 min).

4.3.1.2.- Análisis de los compuestos gaseosos en la Fase Líquida de la Ampolla

Una vez terminados los análisis de los compuestos inertes contenidos en el espacio

superior de la ampolla, las fases líquida y sólida que se encuentran en la ampolla son

extraídas, mediante una bomba de agua, y transferidas mediante un sifón a una cápsula de

teflón (tubo PTFE). La solución extraída es centrifugada a 4000 revoluciones por minuto

durante 30 min, para así obtener una separación completa entre el líquido y el sólido. El

líquido es llevado a 100 mi de volumen con la adición de agua Milli-Q, y es nuevamente

centrifugado. La solución final es subdividida en tres partes: a) 25 ml para el análisis de las

especies carbonatadas, haciendo de este modo referencia para la determinación del CO2

presente en el gas; b) 25 ml para el análisis del Cl- para la determinación del HC1 presente en

el gas; c) 50 ml para el análisis del SO4-2, para la determinación del SO2 presente en el gas.

Los procedimientos a realizar en cada uno de estos son:

a) El análisis de las especies carbonáticas se realiza mediante titulación acidimétrica

(HC1 0,5 M) utilizando un titulador automático Methrom 536. Las especies carbonáticas,

presentes esencialmente como CO3-2, entregan el pH impuesto por la presencia de la soda

(cuya cantidad, sin embargo, no será excesiva, ya que parte habrá reaccionado con los gases

ácidos durante la recolección de la muestra), que están en función de la pCO2 en la fase

gaseosa, por lo tanto de su medición es determinada la concentración de CO2 del gas.


127

b) El análisis del Cl- en la solución es realizada mediante cromatografía iónica, con la

utilización de un dispositivo Dionex DX100. A la solución se le debe agregar H3BO3, con el

objetivo de crear un efecto tampón que estabilice la solución a un pH cercano a 9,2 debido a

que un pH excesivamente básico de la solución podría dañar la columna de separación del

dispositivo. El Cl- presente se produce por la disolución en la solución de la muestra del HC1

y por lo tanto a través de su determinación se encuentra la concentración del HC1 en el gas.

c) El análisis de los iones de SO4-2 en la solución se efectúa mediante cromatografía

iónica, con la utilización de un dispositivo Dionex DX100. A la solución se le debe agregar

0,05 g de H3BO3, como procedimiento para bajar el pH a 9,2 (es importante que el H3BO3

asegure la completa neutralización del NaOH debido a la alta sensibilidad al pH de las

columnas del cromatógrafo iónico), y 5 ml de H2O2 (30% P/P) en 50 ml de solución,

provocando de esta manera la oxidación de las especies reducidas de azufre presentes en la

solución (esencialmente SO2), las cuales gradualmente pasan a SO3-2 y por lo tanto a SO4

-2,

siendo esta última la especie termodinámicamente más estable. De esta forma, todas las

especies SOx pueden ser determinadas como SO4-2 y analíticamente referidas a SO2. Mediante

esta vía se determina la cantidad de SO2 presente en el gas.

4.3.1.3.- Análisis de los compuestos gaseosos en la Fase Sólida de la Ampolla

La fase restante de la ampolla que contiene compuestos gaseosos retenidos es la fase

sólida, que contiene el H2S precipitado como CdS, y que ha sido separada de la fase líquida de

la ampolla por centrifugación. A esta fase sólida se le agregan 10 ml de H2O2 y 0,25 g de

KOH (unas dos "gotas"), de esta forma el agua oxigenada provoca la disolución del CdS,

convirtiendo el sulfuro a sulfato, el cual es posteriormente soluble en este medio. Este proceso

es favorecido por el ambiente básico generado con la ayuda del potasio. Batir la solución

periódicamente asegura la disolución total del CdS. Esta solución se lleva a un volumen de

unos 10 ml con la adición de agua Milli-Q. El H2O2 es repartido en al menos dos agregados

sucesivos evitando de esta forma la excesiva efervescencia del O2, y por ende, con la posible

pérdida de la eficiencia de oxidación. El reposo durante la noche de la solución, permite la

completa liberación del O2. Nuevamente se efectúan dos pasadas por la centrífuga para

separar la fase sólida residual de la fase líquida. La solución es llevada a 100 ml y es

analizada, después del agregado de H3BO3 para llevar el pH a 9,2. De esta forma, serán

determinados mediante cromatografía iónica los contenidos de SO4-2 y referidos como los

contenidos de H2S en el gas.


128

El residuo sólido final consiste de Cd(OH)2, So y, eventualmente, pequeñas impurezas

recolectadas durante el muestreo. Para solubilizar el So, un medio apolar debe ser usado. Se

agregan 5 ml de CCl4 y algunas gotas de HC1 (37%), para disolver el exceso de Cd(HO)2. La

disolución es favorecida por la agitación de la solución por algunos minutos. Después de

aproximadamente una hora son separadas gravimétricamente dos fases inmiscibles: 1. H2O

con CdCl2, HC1 y las eventuales impurezas; 2. CCl4 con So. La segunda fase se separa de la

primera mediante la utilización de un embudo separador. La solución de CCl4 es transferida a

un frasco de 50 ml a la cual se le agregan 20 ml de Milli-Q. Posteriormente se les agrega 0,5 g

de KBrO3, 0,5 g de KOH y 0,02 g de KI. El I- se oxida a I2, que se disuelve en CCl4. Por lo

tanto, el So se oxida y se combina con el I2 para dar el compuesto polar S2I2. Este último es

removido desde el CCl4 y pasa a la primera fase inmiscible. Aquí el S2I2 se oxida a SO4-2 y I2.

Este último también se disuelve en CCl4 y se recombina con el So hasta el consumo total de

este último. El exceso de I2 otorga al CCl4 una coloración violácea e indica el fin del proceso

oxidativo. El So, como SO4-2, es analizado mediante cromatografía iónica como se describió

para la fase líquida de las ampollas.

4.3.1.4.- Análisis de los compuestos gaseosos Condensados en Fase Líquida

Los análisis de los constituyentes de las emisiones gaseosas condensados en fase

líquida, son efectuados mediante las metodologías analíticas presentadas en la tabla 4.2,

siendo especificadas la instrumentación en la tabla 4.3.

Compuesto

Método Analítico F, Cl, Br, NO3, SO4 Cromatografía Iónica

Ca, Mg, Na, K, Li, Fe. Al, Mn Espectrofotometría de Absorción Atómica B

Colorimetría-Método Azometina-H NH4

Potenciometría con electrodo específico

Tabla 4.2: Compuestos y métodos analíticos para la determinación de la composición de gases condensados.

Método Analítico

Instrumentación Cromatografía Iónica

Dionex DX100, columna AS9-HC, detector a conductibilidad Absorción Atómica Perkin Elmer Aanalist 100 (Fig. 3.13)

Azometina-H

Bencini (1985) Potenciometría

Orion 701a

Tabla 4.3: Metodologías e instrumentación utilizadas en la determinación de fases líquidas.


129

4.3.2.- Reconstrucción de la Composición Original del Gas

El conjunto de compuestos que constituyen la composición de las emisiones gaseosas

muestreadas, se encuentran repartidos entre las tres fases de la ampolla y el condensado de la

siguiente forma:

1. Gases incondensables o residuales (fase gaseosa, espacio superior de la ampolla),

analizados por cromatografía gaseosa.

2. Los gases reactivos y condensables H2O, CO2, HC1, SO2, H2S, So (fases líquidas y

sólidas de la ampolla) interpolados desde la solución básica y analizada por titulación

acidimétrica (CO2) y cromatografía iónica (HC1, SO2, H2S, So).

3. Los gases condensables (en la fase líquida condensada), que contienen la totalidad

del B, NH4, HF y HC1 del gas original (debido a sus altas solubilidades a la temperatura de

muestreo) y SO4-2 (en parte también SO3) derivado de la disolución parcial y oxidación de

H2S y SO2.

Los datos analíticos relativos de los tres puntos anteriores son utilizados para

determinar la composición original del gas, la cual puede ser expresada en % peso o, mas

apropiadamente, en mol/mol.

Para obtener los valores analíticos de cada compuesto gaseoso expresado en

mol/mol, es necesario conocer el número de moles totales de gas muestreado, el cual es

entregado por la suma de las contribuciones molares de cada compuesto gaseoso individual.

Para obtener los moles de los compuestos analizados en la solución (H2O, CO2, HC1, H2S,

SO2 y So) será suficiente dividir la cantidad en peso de cada componente (que se obtiene de la

concentración medida con los métodos ya descritos) por sus respectivos pesos moleculares.

En el caso del HC1, H2S, SO2 y So, que son determinados como iones Cl- (HC1) y SO4-2 (H2S,

SO2 y So), es necesario tener en cuenta la relación de los pesos moleculares entra la especie

determinada y la especie correspondiente mediante la cual se ha determinado la concentración

(por ej.; HC1/C1-: 36,45/35,45). Los moles de gas correspondientes a la suma de los

compuestos inertes serán calculados mediante la formula de los gases ideales (n = PV/RT),

utilizando por lo tanto los valores de presión (P) del gas en el espacio superior de la ampolla,

medida al momento del primer análisis del gas cromatógrafo mediante un lector Edwards

EMCV 251 provisto de un sensor Edwards ESP10, volumen (V) del espacio superior de la

ampolla (obtenido de la sustracción del volumen de la ampolla al volumen ocupado por la


130

solución, constituida de 20 ml al inicio más la suma en ml de gas muestreado) y temperatura

(T) del laboratorio. Obtenida la cantidad total de moles de gas muestreado, se puede también

calcular la cantidad de moles de cada compuesto inerte en base a sus concentraciones relativas

(expresadas en volumen, pero, para los gases ideales, transferibles como concentraciones

molares) medidas en la fase gaseosa del espacio superior de la ampolla.

Las concentraciones en mol/mol de cada compuesto gaseoso individual se obtienen,

por lo tanto, de la relación, entregados en 1000000, entre los moles de cada compuesto

gaseoso y el valor de los moles totales muestreados.

4.3.3.- Análisis de Isótopos de las Emisiones Gaseosas

4.3.3.1.- Determinación de isótopos de He y Ar en las Emisiones Gaseosas

Las relaciones de 3He/4He y 40Ar/36Ar fueron determinadas utilizando un

espectrómetro de masa de gases nobles (VG-5400), equipado con un multiplicador de

electrones Johnston y un contador de pulsos electrónicos en el colector axial. Las muestras de

gas fueron procesadas en líneas de alto vacío de acero inoxidable y vidrio Coming-1724. Un

paso muy importante es la purificación de los gases, lo cual se realiza removiendo el vapor de

agua y CO2 a -90°C y -195°C, respectivamente, y el N2 y O2 haciéndolos reaccionar con una

aleación de Zr - Al (SAES-ST-707). El Ar y Ne son absorbidos en carbón activado a -195°K y

-230°K, respectivamente. SAES-ST-101 permite (1 en la línea de entrada y 2 en el

espectrómetro de masa) reducir el HD de fondo a aproximadamente 1000 ion/seg.

Las relaciones de 3He/4He fueron analizadas mediante una Copa Faraday (resolución

de 200 a 5%) y un. multiplicador de electrones Johnston (resolución de 600) para el análisis

secuencial de los picos de 4He (Copa) y 3He (multiplicador). El espectrómetro de masa mide

adecuadamente el 3He sin la interferencia del HD y H3. En el colector axial (resolución de

600) el 3He es completamente separado desde el HD+ con una línea de base de separación de

<2% del pico de HD+. La contribución del HD+ al pico de 3He es de <0,1 ion/seg a 1000

ion/seg de HD+. El error analítico estimado para la razón 3He/4He es de aproximadamente

0,3%.

Una vez completado el análisis del He, son medidas las relaciones de 40Ar/36Ar en un

separador de Ar purificado. La sensibilidad del Ar es de aproximadamente 4 x 10-4 Amp/torr,

mientras que la precisión es de aproximadamente 0,2%.


131

4.3.3.2.- Determinación de isótopos de C en CO2 en las Emisiones Gaseosas

El análisis del 13C/12C en el CO2 es realizado mediante un espectrómetro de masa

Finningan mod. 250 delta S de doble inyección. Este instrumento permite el análisis isotópico

de carbono en el gas tanto de baja como alta temperatura. Previo a la realización del análisis,

la muestra debe ser eliminada de la fase vapor y liberada del H2S. Los procedimiento de

extracción estándar y purificación de la mezcla de gas (separación del CO2 en el gas natural)

esta basada en los procedimientos de Evans et al. (1998). Las relaciones isotópicas de 13C/12C

en el CO2 son finalmente expresadas como δl3C ‰ (V-PDB). Los estándares internos

(mármoles de Carrara y San Vincenzo) e internacionales (NBS18 y NBS19) son usados para

la estimación de la precisión externa. Los errores analíticos son de ±0,05 ‰ y la

reproducibilidad de los valores de δ para el C es de ±0,1 ‰.

4.3.4.- Análisis de las Aguas

Los análisis para la determinación de la composición química de las aguas

muestreadas de la región, son efectuados mediante las mismas metodologías analíticas

empleadas para el análisis de los condensados de las emisiones gaseosas, para el caso de las

que fueron analizadas en los laboratorios de la Universidad de Florencia, y que son

presentadas en la tabla 4.2, con la instrumentación especificada en la tabla 4.3. Mientras que

las muestras que fueron analizadas en laboratorios de la Universidad de Buenos Aires y

CNEA, se efectuaron en forma similar mediante técnicas convencionales: Cromatografía

Iónica (CI) para determinar SO42-, Cl-, F-, y NO3

- con un equipo Dionex DX-100 con un

detector de conductividad y una columna cromatográfica para aniones AG4-AS4;

Espectrometría de Absorción Atómica (AA) para la determinación de Na+, K+, Ca2+ y Mg2+ ; y

Espectroscopia de Emisión por Plasma Inductivo de Argón (ICP) para el análisis de Fe, Si y

Al. Los métodos analíticos utilizados fueron desarrollados en laboratorios de la Universidad

de Buenos Aires y la CNEA.

4.3.5.- Análisis de Isótopos en Aguas

4.3.5.1.- Determinación de isótopos de 18O/l6O y 2H/1H en Aguas y Condensados

Los análisis para la determinación de los isótopos estables de O e H en las aguas y

condensados gaseosos muestreados, fueron realizados mediante técnicas convencionales en


132

laboratorios del INGEIS y CSIC en Argentina y España, respectivamente (INGEIS, 2005;

CSIC, 2005).

Las relaciones isotópicas de 18O/l6O y 2H/1H, expresados como δl8O y δD ‰ V-

SMOW, respectivamente, se obtienen mediante el uso de un espectrómetro de masa

Finningan Delta Plus XL. Los isótopos de oxígeno fueron analizados mediante el uso del

método de equilibración de CO2-H2O (Epstein y Mayeda, 1953). Las mediciones isotópicas

de hidrógeno son realizadas mediante la obtención de H2 después de la reacción de 10 l de

agua con zinc metálico a 500°C de acuerdo a la siguiente reacción (procedimiento analítico de

Coleman et al., 1982):

Zn° + H2O ZnO + H2 [4.7]

El error experimental es de ± 0,1 ‰ y ± l ‰ para los valores de δ18O y δD,

respectivamente, usando los estándares internos EEZ-3 y EEZ-4, los cuales fueron

previamente calibrados como estándares de referencia vs. V-SMOW (Vienna Standard Mean

Ocean Water) y SLAP (Standard Light Antartic Precipitatíon).

CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO

133

ツAパÍフブネバザ.

AハÁネナピナピヅテネA

FASE GASEOSA

テワユヴヵユヤモヱíヵヶロヰヴユュユヴヤンリャユワロヰヴヱンヰヤユヴヰヴヲヶユロロユカ゚モンヰワモロ

ュユヴモンンヰロロヰュユロヴリヴヵユヮモカ゚ヰロヤáワリヤヰャモルヰモワáロリヴリヴ, ユロモヮャリユワヵユヵユヤヵóワリヤヰ

ケ゚ロモユカ゚ヰロヶヤリóワュユロヮリヴヮヰ. テロヱンリワヤリヱモロヰャルユヵヰユヴヴリヵヶモンワヰヴユワユロ

conteク゚ヵヰュユョヰンヮモヤリóワヲヶユヤヰワュリヤリヰワó ロモヴヤモンモヤヵユンíヴヵリヤモヴュユロヰヴ

fluidos, y comprender las particularidades de las distintas unidades

que van a interactuar con estos fluidos en su ascenso a

superficie.


134

5.1. - La composición de las emisiones gaseosas

El tratamiento de la composición química de las manifestaciones gaseosas de la región

fue realizado sobre 14 muestras tomadas entre los años 2003 y 2007. Las muestras fueran

extraídas de las manifestaciones gaseosas de las 5 áreas geotermales que se encuentran en la

caldera (Termas de Copahue, Las Máquinas, Las Maquinitas, Anfiteatro y Chancho-Co), tanto

de fumarolas como de acumulaciones de aguas burbujeantes (bubbling, boiling y mud pools),

y del pozo geotérmico exploratorio COP-2.

Cabe destacar que durante las distintas campañas realizadas a la región, se intentó en

varias ocasiones extraer una muestra gaseosa del cráter sin éxito. Esto se debe a que el cráter

no presenta emisiones gaseosas puntuales expuestas, los intentos de extracción se realizaron

en una zona del flanco interno este del cráter, donde se observan vapores emitiéndose en

forma de gases difusos desde una superficie de 3 metros x 3 metros aproximadamente. Sin

embargo, aunque se intentó con distintos métodos (de tubos o embudo, ver capítulo 4) nunca

se logró encauzar la emisión y obtener un flujo que permitiera muestrearse.

5.1.1.- Descripción de la composición química de las emisiones gaseosas

Contrariamente a lo que se observa en el cráter, las distintas áreas geotermales

presentan numerosas emisiones puntuales, de los diferentes tipos mencionados anteriormente,

muestreables mediante las distintas metodologías ya descriptas. En este sentido, cabe indicar

que en el área Las Máquinas se extrajeron dos muestras, una desde fumarola y otra desde una

acumulación de agua burbujeante de tipo boiling pool, con temperaturas en el punto de

emisión al momento de la extracción de 94º y 74,5º C respectivamente. En el área Las

Maquinitas se extrajeron tres muestras, una desde una manifestación tipo boiling pool con

temperatura de 74,4º C al momento del muestreo, y dos desde fumarolas con temperaturas de

92,8º y 135º C al momento de la extracción. En el área Anfiteatro se tomó una muestra desde

una fumarola con temperatura de 92º C; mientras que en el pozo geotérmico COP-2 se obtuvo

una muestra que acusaba 93º en el punto de emisión. En el área geotermal de Chancho-Co,

ubicada sobre el flanco norte del edificio volcánico en territorio chileno, se obtuvieron 2

muestras desde fumarolas con temperaturas de 86º y 93º C al momento del muestreo. La

localidad de Copahue es el área geotermal de mayor extensión, área Termas de Copahue, y

con mayor número de manifestaciones, por este motivo se extrajeron muestras desde tres

sectores diferentes del área; en el sector Piedra Copahue (PC) se tomaron dos muestras, una

de fumarola y la otra desde una manifestación de tipo mud pool, con temperaturas de 93º y


135

96ºC respectivamente; en el sector de la laguna Chancho se tomaron 2 muestras, una de

fumarola y otra de bubbling pool, con temperaturas de 93º y 27,1º C respectivamente;

mientras que en el sector Agua del Limón se extrajo una muestra desde una manifestación

tipo boiling pool, con una temperatura de 82,6º C al momento del muestreo.

Se puede observar que el rango de temperaturas de las manifestaciones gaseosas oscila

entre los 27º y 135º C. En esta amplitud de variaciones se destaca un rango mucho más

acotado de temperaturas correspondiente a la gran mayoría de las manifestaciones tipo

fumarolas, para las cuales se registra una oscilación entre 92º y 95º C, en forma habitual y no

solo en el momento del muestreo. En este acotado rango de temperaturas se encuentra el

punto de ebullición, que es el correspondiente a la altura sobre el nivel del mar de estas

localidades, lo que indica el fuerte control por parte de las aguas subterráneas en las emisiones

gaseosas. Fuera de este grupo se encuentra una particular fumarola muestreada del área Las

Maquinitas que registró 135º C en el momento del muestreo, y temperaturas aproximadas

habitualmente, indicando que se trata de una emisión caracterizada por vapor supercalentado.

Altos valores de temperatura (hasta 116º C) fueron identificados en una fumarola del área de

Las Máquinas, aunque esto no se ha observado como algo habitual. Por otro lado, en las

manifestaciones gaseosas relacionadas con acumulaciones de aguas burbujeantes de los tipos

bubbling, boiling y mud pools, se observó un rango mucho más variable (27º a 96º C) y que

está relacionado con la relación flujo gaseoso/aporte de agua en el entorno de la emisión.

De la composición de las manifestaciones gaseosas, expresadas como mol/mol

(Anexos Tablas A1 y A2), se desprende claramente que las dos especies más abundantes son

H2O (con valores que varían entre 88528 y 983805 mol/mol) y CO2 (concentraciones entre

14744 y 873547 mol/mol). El H2O es la especie más abundante en todas las emisiones tipo

fumarola, con concentraciones que van desde 960369 a 983805 mol/mol; mientras que el

CO2 se transforma en la especie más abundante en todas las manifestaciones gaseosas en

aguas burbujeantes, con concentraciones entre 648966 y 873547 mol/mol. Esta inversión en

la especie gaseosa dominante en las aguas burbujeantes se debe a que al llegar a superficie la

emisión gaseosa, que se encuentra normalmente enriquecida en vapor de agua, entra en

contacto con el agua en fase líquida acumulada en el punto de emisión y se favorece la

condensación del vapor, mientras que el CO2 permanece mayoritariamente en la fase gaseosa

enriqueciendo la muestra capturada. Simultáneamente, estos encharcamientos de aguas se ven

enriquecidos en distintos componentes y aumentan su temperatura, por este motivo son

denominadas también como “aguas calentadas por vapor (ACV)”.


136

Como consecuencia de esta situación de inversión en la especie dominante por efectos

de condensación, es común que los datos sean presentados también como mol/mol en “gas

seco” (Anexos Tabla A3), donde los compuestos son recalculados a 1000000 en ausencia de

H2O, para una observación comparativa directa y rápida que involucre a todas las

manifestaciones.

Entre los gases ácidos, que involucran a las especies de S (H2S y Sº) y los halogenuros

HCl y HF, la especie más abundante es el H2S. Esta especie de azufre se encuentra presente

en todas las áreas y todas las muestras con concentraciones entre 256 y 9023 mol/mol,

correspondientes a las muestras de fumarolas de Las Maquinitas y aguas burbujeantes de

Agua del Limón respectivamente. La siguiente especie ácida en abundancia es el HCl que

también se encuentra presente en todas las muestras, con valores de concentración que varían

entre 4,42 y 24,57 mol/mol, pertenecientes a las muestras tomadas en las aguas burbujeantes

y fumarolas de Las Maquinitas respectivamente. La otra especie de azufre presente en las

emisiones gaseosas es Sº, que se encuentra presente en todas las muestras fumarólicas con

valores que van desde 0,059 mol/mol (área de Chancho-Co) a 0,179 mol/mol (sector

laguna Chancho, en la localidad de Copahue); sin embargo, esta especie aparece en la

composición de gaseosa de solo una manifestación de agua burbujeante, correspondiente a la

muestra de Piedra Copahue, con el valor más alto observado (0,334 mol/mol); por otro lado,

la muestra tomada en el pozo geotérmico COP-2 presenta el valor más bajo entre los

registrados (0,024mol/mol). La especie HF es la de menor representatividad entre los gases

ácidos reconocidos, se encuentra solo en algunas muestras de fumarolas de las áreas Las

Maquinitas y Termas de Copahue, con concentraciones que van desde 1,35 mol/mol (Piedra

Copahue) a 8,55 mol/mol (Las Maquinitas). La especie SO2 se encuentra por debajo del

límite de detección en todas las áreas.

Las concentraciones de N2 en las muestras de las emisiones gaseosas pueden dividirse

en dos grandes grupos; un grupo con altas concentraciones correspondientes a las

manifestaciones de aguas burbujeantes, con valores que oscilan entre 2239 mol/mol en Las

Máquinas y 13268 mol/mol en el sector Agua del Limón; mientras que el otro grupo

caracterizado por los bajos valores corresponden a las manifestaciones fumarólicas, con

concentraciones que varían entre 11,37 mol/mol en el pozo COP-2 y 941,6 mol/mol en el

sector laguna Chancho. Cabe destacar, que en el grupo de altas concentraciones de N2

correspondientes a las manifestaciones de aguas burbujeantes, el N2 es la tercera especie en


137

abundancia después del CO2 y el H2O; en el segundo grupo esto se cumple parcialmente, ya

que en las áreas de Chancho-Co, Anfiteatro y la muestra del pozo COP-2 el N2 se encuentra

en menores concentraciones que el H2S.

Con respecto a las concentraciones de H2, se identificó una asociación que al igual que

en los casos del CO2 y N2 está relacionada con el efecto de condensación en las

manifestaciones de aguas burbujeantes. De esta manera, en este tipo de manifestaciones se

observan también los mayores valores de H2 que van desde 2093 mol/mol (área de Las

Máquinas) a 9493 mol/mol (sector de Agua del Limón); mientras que en las muestras

gaseosas sin encharcamientos de aguas los valores oscilan entre 6,45 y 391 mol/mol, para las

muestras tomadas en el pozo COP-2 y el sector laguna Chancho respectivamente. Las

concentraciones de las muestras de He presentan el mismo patrón de agrupación, con valores

que varían de 12,14 a 58,48 mol/mol para las emisiones gaseosas afectadas por

acumulaciones de aguas de las áreas de Las Máquinas y Agua del Limón respectivamente; en

tanto que las manifestaciones fumarólicas presentan concentraciones de 0,307 mol/mol en el

área de Chancho-Co a 2,417 mol/mol en el sector de Piedra Copahue. Por otro lado, el CO

se encuentra en todas las muestras de las distintas áreas, pero en bajos valores y sin una

asociación significativa, con concentraciones que varían entre 0,00018 mol/mol (pozo COP-

2) y 0,082 mol/mol (laguna Chancho).

Las concentraciones de O2, Ar y Ne, que son las especies gaseosas normalmente

asociadas con aportes de origen atmosférico, presentan el mismo tipo de patrón de

distribución de las composiciones de acuerdo con el tipo de manifestación, como ya se

observó en varias de las especies anteriores. El grupo de muestras correspondientes a las

manifestaciones de aguas burbujeantes presentan en general los mayores valores, con

concentraciones que van desde 21,13 , 8,14 y 0,0051 mol/mol de O2, Ar y Ne

respectivamente (área Las Máquinas) hasta 238,6 mol/mol de O2 (sector Piedra Copahue) y

44,68 y 0,029 mol/mol de Ar y Ne respectivamente (sector Agua del Limón). El grupo de

muestras correspondientes a emisiones fumarólicas presentan en general valores más bajos,

con concentraciones que varían entre 3,137 , 0,289 y 0,0002 mol/mol de O2, Ar y Ne

respectivamente (área Chancho-Co) y 26,35 , 7,60 y 0,0050 mol/mol de O2, Ar y Ne

respectivamente (área Las Maquinitas). Las fumarolas del sector laguna Chancho presentan

valores particularmente altos, del orden del grupo de las aguas burbujeantes, con valores de

126,7 , 18,05 y 0,0110 mol/mol de O2, Ar y Ne respectivamente. Por otro lado, la muestra


138

tomada en el pozo geotérmico COP-2 presenta las más bajas concentraciones de estas

especies, con valores de 0,367 , 0,124 y 0,0001 mol/mol de O2, Ar y Ne respectivamente.

Con respecto a los gases orgánicos, se identificaron en las distintas áreas y

manifestaciones junto con CH4 (metano) otras 12 especies distintas de hidrocarburos livianos.

Estos HC livianos detectados se dividen en los siguientes grupos: 5 especies del grupo de los

alcanos (etano, propano, n-butano, n-pentano y n-hexano), 1 especie de alqueno (iso-buteno),

3 especies del grupo de los aromáticos (benceno, tolueno y meta-para-xileno), 2 heterocíclicos

(tiofeno y metil-tiofeno) y 1 especie del grupo de los tioeter (dimetil-sulfuro). Tanto las

concentraciones de metano como la mayoría las de los restantes HC, responden al mismo

patrón de distribución que la mayoría de las especies antes descriptas, con mayores

concentraciones en las manifestaciones gaseosas de las aguas burbujeantes y menores valores

en las muestras tomadas desde emisiones fumarólicas.

El CH4 es la especie más abundante de los gases orgánicos, se encuentra presente en

todas las áreas con valores que van desde 7,12 mol/mol en la muestra correspondiente al

pozo COP-2 hasta 5909 mol/mol en las aguas burbujeantes del sector Agua del Limón. Las

restantes especies HC presentan valores significativamente menores, con concentraciones que

oscilan entre 0,000012 mol/mol, correspondiente al metil-tiofeno (C5H6S) en la muestra

tomada en el pozo COP-2, y 2,393 mol/mol de etano (C2H6) en las emisiones gaseosas de las

aguas burbujeantes del área Las Máquinas.

Como se dijo anteriormente, la mayoría de estas especies HC responden al patrón

común de distribución de las composiciones, sin embargo se pueden reconocer algunas

particularidades para algunos compuestos en distintas áreas. En las emisiones fumarólicas del

sector Piedra Copahue, las concentraciones están particularmente enriquecidas en las especies

del grupo de los alcanos con respecto a otras emisiones fumarólicas, con valores de 0,35758 ,

0,03509 , 0,01756 , 0,00208 y 0,0010 mol/mol de etano (C2H6), n-butano (C4H10), n-pentano

(C5H12) y n-hexano (C6H14), respectivamente. Por otro lado, las emisiones fumarólicas del

área Anfiteatro presentan los mayores valores en las especies aromáticas (benceno, tolueno y

meta-para-xileno), con concentraciones de 1,87606 , 0,08922 y 0,02875 mol/mol de C6H6,

C7H8 y m-p-C8H10 respectivamente.


139

5.1.2.- Descripción de la composición isotópica de las emisiones gaseosas

La información isotópica obtenida de los gases involucra las relaciones isotópicas 3He/4He (R/Ra), 40Ar/36Ar, 84Kr/36Ar, 20Ne/36Ar de todas las manifestaciones fumarólicas

muestreadas, y los valores isotópicos de δ13C en CO2 de las mismas muestras más 3

manifestaciones gaseosas de tipo aguas burbujeantes del área Las Máquinas y el sector laguna

Chancho en la localidad de Copahue.

La relación isotópica 3He/4He (R/Ra) presenta dos grupos de valores bien definidos;

un grupo con menores valores de 5,01 y 5,02 R/Ra correspondientes a las áreas de Anfiteatro

y Chancho-Co respectivamente, mientras que en el otro se encuentran el resto de las áreas con

valores llamativamente altos de entre 7,36 y 7,94 pertenecientes a las emisiones fumarólicas

de Piedra Copahue y Las Maquinitas.

Los valores de la relación isotópica 40Ar/36Ar en la mayoría de las áreas se presentan

en un rango relativamente acotado, con valores que se encuentran entre 291 y 306

correspondientes a Chancho-Co y Las Máquinas respectivamente. Sin embargo, se destaca un

valor ligeramente superior en la relación 40Ar/36Ar de 332 en el sector de Piedra Copahue.

Los valores en las relaciones isotópicas de 84Kr/36Ar y 20Ne/36Ar presentan un acotado

rango sin ningún arreglo particular. Los valores en la relación 84Kr/36Ar varían desde 0,011 en

emisiones del área Las Maquinitas, hasta 0,092 en el área de Anfiteatro. Mientras que la

variación en la relación isotópica 20Ne/36Ar oscila entre valores que van desde 0,13 en el área

de Chancho-Co, a 1,01 en el área de Las Maquinitas.

Por otro lado, la composición isotópica de δ 13C en CO2 se encuentra en un rango

acotado para la mayoría de las áreas, incluso entre distintos tipos de manifestaciones, con

valores que oscilan entre -8,78 ‰ (V-PDB) en manifestaciones de aguas burbujeantes en el

área de Las Máquinas, a -6,78 ‰ en emisiones fumarólicas del área Anfiteatro. Sin embargo,

cabe destacar que los valores del área Chancho-Co no se ajustan a este rango, presentando un

valor δ 13C-CO2 notablemente menor de -16,33 ‰.

5.2.- Análisis y caracterización de las emisiones gaseosas

A continuación se presenta el análisis y caracterización de la composición de las

emisiones gaseosas de la región en estudio, en tal sentido, se considera oportuno indicar


140

previamente la simbología utilizada en los diagramas para facilitar la visualización e

identificación de las distintas áreas (fig. 5.01).

Figura 5.01 – Ubicación de las áreas geotermales y referencias utilizadas en los diagramas del presente capítulo, correspondientes a las áreas y manifestaciones muestreadas.


141

5.2.1.- Análisis de la composición química de las emisiones gaseosas

La dispersión de las muestras en el diagrama ternario H2S-CO2/10-10HCl de la fig.

5.02, nos permite destacar dos observaciones; la primera es que existe un dominio

marcadamente hidrotermal sobre la composición de las emisiones gaseosas, y la segunda es

que dentro del dominio hidrotermal se pueden identificar dos grupos claramente

diferenciables en función de la relación C/S.

Figura 5.02 - Diagrama ternario H2S -CO2- HCl para las manifestaciones gaseosas. Se indican los dominios “hidrotermal” y “volcánico-magmáticos”, y línea de tendencia de aumento C/S. (Referencias fig. 5.01.)

En cuanto a la primera observación, el control hidrotermal sobre la composición

gaseosa es coherente con el potente acuífero hidrotermal que conforma el reservorio

geotérmico definido debajo de la mayor parte de las áreas de muestreo (JICA, 1992; Martini

et al, 1997; Panarello, 2002; Mas, 2005). El enriquecimiento relativo en CO2 con respecto a

los contenidos relativos de H2S y HCl que marcan el dominio hidrotermal, se debe a que estas

aguas subsuperficiales estarían en condiciones de absorber casi completamente la mayor parte

de los gases magmáticos ácidos altamente solubles. De esta manera, gases magmáticos

diagnóstico como el HCl y el HF se encuentran fuertemente empobrecidos en la composición


142

gaseosa de las áreas de estudio, incluso en algunos casos por debajo de los límites de

detección de la metodología de análisis. En el caso particular del H2S, los menores valores

respecto al CO2 que sitúan a las muestra en el campo hidrotermal están relacionados con la

ausencia total de SO2, que es la especie de azufre oxidada característica de ambientes

volcano-magmáticos. En este caso, más que por simple solubilidad, la ausencia de SO2

magmático original se debe a la intervención en numerosas reacciones redox ([3.7] ,[3.24] ,

[3.25] , [3.27], capítulo 3) en las que participa durante la interacción gas-agua-roca en el

ambiente reductor hidrotermal.

De esta forma, parte del SO2 magmático original se reduce a H2S típico de gases

hidrotermales, pero otra gran parte queda retenida como S° sólido y principalmente H2SO4 en

la fase líquida. Esta situación resulta en la característica acidificación de las aguas

involucradas, a expensas del empobrecimiento relativo en la fase gaseosa de la especie de

azufre (H2S), como así también de las especies ácidas solubles en general.

Contrariamente, el CO2 es normalmente menos soluble y más abundante que las

especies antes mencionadas, pero además la acidificación de las aguas en los ambientes

hidrotermales favorece el enriquecimiento relativo respecto a los otros gases ácidos, ya que la

solubilización del CO2 se produce principalmente como bicarbonatos (HCO3-) o carbonatos

(CO32-) a pH neutro o alcalino, y las aguas ácidas se encuentran a pH por debajo de 4.

En cuanto a la segunda observación en la fig. 5.02, el diagrama ternario nos permite

discriminar entre dos grupos claramente diferenciados con respecto a la relación C/S. Un

grupo que involucra a la mayoría de las muestras (Las Máquinas, Las Maquinitas, COP-2 y

las pertenecientes a las Termas de Copahue) con altas relaciones C/S de hasta 398 (Las

Máquinas) ubicadas en el extremo correspondiente al CO2; y un segundo grupo minoritario

con menores valores relativos C/S integrado solamente por las muestras de Chancho-Co y

Anfiteatro (8-13 y 9 respectivamente).

Dentro del grupo con altas relaciones C/S es posible identificar incluso las muestras

correspondientes a las “pools” separadas contra el extremo del CO2, señalando que las

acumulaciones líquidas superficiales a partir de las cuales se extrajeron estas muestras, logran

retener una proporción aún mayor de los muy pocos gases ácidos solubles que alcanzan la

superficie y favorecen el aumento elativo de CO2.

Por otro lado, las muestras con menores valores relativos C/S correspondientes a las

áreas de Chancho-Co y Anfiteatro, presentan un marcado desplazamiento hacia el campo de


143

dominio de los gases volcano-magmáticos como consecuencia de un enriquecimiento en H2S.

Esta situación indica que aunque el ambiente reductor hidrotermal es suficientemente

importante como para retener parte del HCl y reducir el SO2, existe una contribución de

especies de azufre relativamente mayor desde el ambiente profundo involucrada en las

descargas gaseosas de estas áreas.

Figura 5.03 - Diagrama ternario 10He-N2/100-Ar para las manifestaciones gaseosas. Se indican los dominios “Andesítico”, “Atmosférico”, “Manto” y “Corteza” y las relaciones N2/Ar del “Aire” y las aguas saturadas en aire “ASW” (Air Saturated Water) según Giggenbach (1991 y 1996). Se señalan líneas de “adición He” y “aporte aguas meteóricas”. (Referencias fig. 5.01 y texto).

En el diagrama 10He-N2/100-Ar la figura 5.03 podemos observar, a partir de la

combinación de gases no reactivos, la participación de los distintos tipos de ambientes

involucrados en la composición gaseosa. De esta manera, se asocia al Ar con la componente

meteórica o atmosférica, ya que el aporte desde cualquier otra fuente se puede considerar

despreciable. El N2 es asociado a un origen magmático de tipo andesítico característico de

zonas de subducción, mientras que el He indica contribuciones que pueden asignarse a un


144

origen mantélico o cortical (Giggenbach, 1991). En el diagrama se señala también un campo

comprendido entre valores atmosféricos extremos, correspondientes a los valores aceptados

para el Aire (N2/Ar=84) y las aguas saturadas en aire ASW (N2/Ar=34).

Las muestras del área de estudio tomadas en décadas pasadas se ubican en el campo

relacionado a ambientes de arco (Andesitas), consistente con el marco tectónico definido para

la región, y de manera muy similar se puede observar para las correspondientes a las SVZ y

CVZ pero con mayor participación de la componente atmosférica. Sin embargo, las actuales

muestras del área de estudio presentan en general un marcado enriquecimiento en He,

fundamentalmente con respecto a las del área en décadas anteriores, aunque manteniendo en

general los altos valores de la relación N2/Ar característicos de los ambientes de arco.

Para estas muestras actuales, enriquecidas en He, pueden identificarse dos diferentes

tendencias en función de la relación N2/Ar: un grupo mayoritario con altos valores relativos

asociados al campo magmático andesítico, y un grupo minoritario con menores valores

indicando una mayor participación del ambiente atmosférico. Panarello (2002) presenta para

las aguas meteóricas que recargan el sistema un valor de 40 en la relación N2/Ar, sin embargo

la mayoría de las muestras actuales presentan valores superiores que oscilan entre 169 y 333

(Chancho-Co y Las Máquinas, respectivamente), indicando un exceso de N2 respecto al que

habría ingresado desde las aguas meteóricas. Este exceso de N2 en las muestras actuales, si

bien no es tan alto como suele ser en ambientes andesíticos, es consistente con el marco

tectónico de un ambiente de arco magmático al igual que las muestras antiguas, asociado a un

límite de placas convergente de un margen continental activo, donde el exceso de N2 es

atribuido al aporte dado por la descomposición termogénica de los sedimentos subductados

junto con la losa oceánica. Esto es consistente con los planteado por Varekamp et al. (2006),

que en función de los valores isotópicos de Sr, Nd y Pb de las rocas pertenecientes al volcán

Copahue, indica una significativa influencia del material sedimentario arrastrado por la Placa

de Nazca, hacia la zona de subducción y por lo tanto a la zona de fusión, en los fundidos

magmático asociados a la construcción del actual edificio volcánico. Sin embargo, aunque las

muestras actuales presentan excesos de N2 asociados a ambientes de arco andesíticos, estas se

encuentran llamativamente desplazadas señalando un pronunciado enriquecimiento en He.

Este grado de enriquecimiento en He se halla habitualmente asociado a ambientes divergentes

y/o extensionales o a gases corticales de ambientes continentales no activos, la discriminación

entre uno u otro origen se realiza en función de la composición isotópica del He como se verá

más adelante.


145

Por otro lado, solo tres muestras parecen tener aportes considerables desde el ambiente

atmosférico, con valores en la relación N2/Ar de 48, 52 y 92, correspondientes a las muestras

de Las Maquinitas (2003), laguna Chancho (2003) y el pozo geotérmico COP-2,

respectivamente, aunque este último en menor medida. Este grupo minoritario de muestras se

ubican trazando una línea de mezcla, que se desplaza desde los valores relativamente altos de

He hacia el campo de participación atmosférica (ASW), indicando un importante aporte desde

las aguas de recarga meteórica.

Figura 5.04 - Diagrama ternario 1000Ne-O2/10-Ar para las manifestaciones gaseosas. Se indican los dominios de exceso de las respectivas especies. Se indican los dominios de “Aire” y las aguas saturadas en aire “ASW” entre 20º-80º C según Tassi et al. (2005). (Referencias ver en fig. 5.01).

En relación a la participación de la componente atmosférica en la composición de las

manifestaciones, la figura 5.04 1000Ne-O2/10-Ar permite una revisión más detallada para la

determinación de la fuente de aporte. En el diagrama son presentados los campos

correspondientes al Aire, con un valor aceptado para la relación Ar/Ne de 518, y las aguas

saturadas en aire (ASW) cuyos valores en la relación Ar/Ne se encuentran entre 1700 y 940

para el agua pura entre 20° y 80°C (Tassi et al., 2005). Asumiendo que el O2 presente es de

origen atmosférico, como suele ser en estos ambientes (Giggenbach y Corrales Soto, 1992),

su comportamiento resulta un indicador del grado de interacción de la componente meteórica

con la roca y fluidos ascendentes.


146

A partir del diagrama (fig. 5.04) se reconoce claramente que la fuente que aporta los

componentes de origen atmosférico son las aguas de recarga meteóricas, ya que todas las

muestras se alinean en una relación prácticamente constante Ar/Ne en el orden de las ASW, e

indicando una disminución relativa de O2 para la mayoría de las muestras. No se reconoce una

participación directa de aire en la composición de las emisiones o contaminación durante el

muestreo. La disminución en O2 para las muestras que se encuentran empobrecidas en este

componente, indica que este estaría siendo consumido debajo de la superficie debido a las

reacciones redox entre las especies gaseosas y durante las interacciones fluido-roca.

Las muestras que presentan los mayores valores de O2, y más cercanos a la

composición de las ASW, corresponden a áreas que se localizan sobre la pendiente en relieves

positivos (Chancho-Co y Piedra Copahue). Esto indica que la zona de recarga se encuentra

relativamente cerca y se desplaza en un ambiente saturado en aire, con muy poco tiempo de

residencia en el subsuelo hasta encontrarse con el flujo de calor magmático-hidrotermal

ascendente que genera la emisión, y que rápidamente lo lleva hacia superficie. De esta

manera, no alcanza a producirse un mayor consumo de O2 en el agua de recarga.

Contrariamente, el resto de las muestras corresponden a áreas deprimidas, donde desde que se

produce la recarga hasta que los componentes atmosféricos son emitidos, se desarrolla un

mayor tiempo de residencia que permite un consumo de O2 más efectivo mediante los

procesos antes mencionados en el ambiente hidrotermal. Esto se hace evidente en la muestra

correspondiente al pozo geotérmico COP-2, donde sus bajos valores relativos de O2 indican

que las aguas de recarga de la capa productora tienen un tiempo de residencia lo

suficientemente prolongado, como para que se produzca un importante consumo del O2

ingresado al sistema. Esto es coherente con lo planteado por Panarello (2002), quien señala

que los datos de producción del pozo indican que el sistema se deprime rápidamente,

atribuyéndolo a una baja permeabilidad lateral de la capa productora.

Se puede corroborar que el comportamiento del O2 se debe a una situación localizada,

y que está estrictamente controlado por el comportamiento particular de las aguas meteóricas

subsuperficiales de cada área, analizando las mismas relaciones Ar/Ne en conjunto con el N2.

En el diagrama ternario 1000Ne-N2/100-Ar de la fig. 5.05, se puede observar nuevamente que

las muestras se alinean de acuerdo a una relación Ar/Ne correspondientes a ASW hacia el

campo que denota exceso de N2. Como el excedente de este último componente se debe a un

aporte de origen magmático, el arreglo grupal de las muestras se encuentra mucho más

relacionado con el de la fig. 5.03.


147

Figura 5.05 - Diagrama ternario 1000Ne-N2/100-Ar para las manifestaciones gaseosas. Se indican los dominios de exceso de las respectivas especies. Se indican los dominios de “Aire” y las aguas saturadas en aire “ASW” entre 20º-80º C según Tassi et al. (2005). (Referencias fig. 5.01).

El diagrama (fig. 5.05) señala el enriquecimiento en N2 característico de ambientes de

arco anteriormente mencionado, para el mismo grupo de muestras enriquecidas en gases de

origen profundo en la figura 5.04. Incluso, se puede reconocer a las muestras de la zona de

Chancho-Co que poseían las menores relaciones N2/He con los menores valores relativos de

N2 dentro del grupo enriquecido, mientras que en el otro grupo de muestras (Las Maquinitas

(2003), laguna Chancho (2003) y el pozo geotérmico COP-2) controladas por una mayor

participación de la componente ASW, se pueden reconocer a las mismas con igual influencia

atmosférica en la fig. 5.03.

Habiendo definido a la ASW como la fuente de aporte atmosférico, en función de las

relaciones de N2 con los gases diagnósticos Ar y Ne, e identificado parte de este N2 como de

origen magmático, se puede determinar el exceso para avanzar en un análisis más detallado

sobre las componentes de origen profundo. En este caso el N2 se define como N2(exc) y se

determina de la siguiente manera:

N2(exc) = N2 medido – N2 atmosférico [5.1]


148

donde el N2 medido es el determinado para la muestra y que figura en tablas, mientras que el N2

atmosférico se determina mediante las siguiente ecuación:

N2 atmosférico = N2/Ar atmosférico * Ar medido [5.2]

donde la relación N2/Ar atmosférico, como se definió anteriormente, corresponde al de ASW y de

acuerdo con las aguas de recarga meteórica determinadas por Panarello (2002) presenta un

valor de 40, mientras que el Ar medido es el determinado para la muestra y que figura en tablas.

Figura 5.06 - Diagrama ternario 100He-N2(exc)- CH4 para las manifestaciones gaseosas. Se indican los dominios “Andesítico” e “Hidrotermal”. Se señala línea”adición He”. (Referencias fig. 5.01 y texto).

De esta manera, mediante la aplicación del diagrama ternario 100He-N2(exc)- CH4 de la

figura 5.06, podemos evaluar el origen de los gases y el grado de participación de los

ambientes profundos. En este caso, el CH4 se considerada especie diagnóstico de origen

exclusivamente hidrotermal (Poreda et al., 1988; Schoell, 1988; Chiodini y Marini, 1998), ya


149

que las cantidades de origen magmático pueden considerarse despreciables frente a esta

fuente. El extremo de N2(exc) referirá estrictamente a los aporte de origen magmático de

ambientes de arco tipo andesítico, y el He a ambientes profundos de origen mantélico o

corticales como se mencionó anteriormente.

En el diagrama (fig. 5.06), se grafican nuevamente las muestras del área de estudio

con las representativas de las ZVS y ZVC para lograr un mejor contraste. En el diagrama se

observa una buena dispersión, separando los distintos grupos de hacia sus distintos dominios

composicionales. Las distintas áreas correspondientes a las ZVS y ZVC se ubican hacia el

extremo N2(exc) indicando el dominio de la componente magmática andesítica en sus

emisiones gaseosas, mientras que las muestras antiguas del área de estudio se ubican sobre

una línea de mezcla andesítico-hidrotermal hacia el extremo CH4, señalando el fuerte control

que ejerce el sistema hidrotermal sobre los fluidos de origen magmático andesítico. Sin

embargo, al igual que en el diagrama de la fig. 5.03, nuevamente se observa una clara

separación del grupo de muestras actuales indicando un importante enriquecimiento en He

con respecto al sistema de dominio hidrotermal-andesítico.

Aunque existe un claro dominio del ambiente hidrotermal en el área de estudio, es

llamativo un enriquecimiento en He de esta magnitud en un ambiente cuya impronta

magmática es de tipo andesítica. Cabe destacar, que las muestras actuales fueron tomadas

entre los años 2003 y 2007, posteriores a la erupción freatomagmática del año 2000,

identificada como la erupción más importante del volcán Copahue de las últimas décadas

(Delpino y Bermudez, 2002), mientras que las antiguas pertenecen a un periodo entre 1976 y

1997 anteriores a dicho evento. En este sentido, es posible asociar el enriquecimiento en He

del sistema al evento eruptivo, particularmente considerando que el ingreso de fluidos frescos

profundos en cámaras magmáticas someras genera perturbaciones del sistema que

eventualmente podrían disparar un proceso eruptivo. Fischer et al. (1997) señalan que en el

periodo eruptivo del volcán Galeras (Colombia, 1993), la composición de las emisiones

gaseosas se modificaron significativamente desde una composición característica de arco tipo

andesítica a una de tipo basáltica mantélica, particularmente por un marcado enriquecimiento

en He. La inyección de magmas profundos menos evolucionados en cámaras magmáticas

someras, es considerada como uno de los más factibles disparadores de eventos eruptivos

(Fischer et al., 1996; Stix et al., 1997), debido a la desestabilización producida por la

perturbación que genera el contraste térmico y composicional. De esta manera, es posible

considerar una inyección de fluidos de origen profundo (enriquecidos en He) en el ambiente


150

magmático somero, como uno de los posibles disparadores del evento eruptivo magmático del

año 2000.

Figura 5.07- Diagrama ternario 1000He-N2(exc)- CO2/100 para las manifestaciones gaseosas. Se indican los dominios “Andesítico” y “Manto”. Se señala campo de ”adición volátiles manto derivados”. (Referencias fig. 5.01 y texto).

Con el objeto de realizar una evaluación más detallada del origen de estos gases, y la

evolución de su comportamiento con respecto al periodo eruptivo, se combinan en un

diagrama ternario (fig. 5.07) las especies diagnóstico N2(exc) (ambientes de arco - tipo

andesítico), y el He (en este caso ambientes profundos mantélico - tipo basáltico), juntos con

el CO2 como especie referencia. El CO2 se encuentra en ambos ambientes en relación con los

dos componentes, y permite separar los dos campos mediante una conexión que se atribuye a

la inyección de volátiles manto derivados (Fischer et al., 1997).

En el diagrama (fig. 5.07) se grafican las muestras del área de estudio lográndose una

efectiva separación entre los dos grupos de muestras. En el extremo superior que señala el

enriquecimiento en N2 se agrupan las muestras correspondientes al periodo pre-eruptivo,

señalando el dominio de tipo andesítico en la componente magmática de la composición

gaseosa; mientras que hacia el extremo del He se agrupan las muestras del periodo pos-

eruptivo, indicando el pasaje a un dominio relativo de características mantélicas tipo

basálticas en la componente magmática de los gases. Esto sugiere una activa conexión entre el


151

ambiente de generación profundo y el reservorio magmático somero, que facilitaría la

inyección de volátiles de origen mantélico-basálticos en la/s cámara/s somera/s. Esto sostiene

la hipótesis de un sistema somero perturbado por fluidos de origen profundo, que

potencialmente podrían haber disparado el último proceso eruptivo.

El análisis de la fracción orgánica en la composición gaseosa, a partir del diagrama

ternario Aromáticos-Alquenos*10-Alcanos (fig. 5.08) que relaciona los tres grupos

principales de hidrocarburos, permite inferir los ambientes de origen de estas especies y los

procesos actuantes. Los ambientes de generación de los hidrocarburos pueden ser desde zonas

de alta temperatura de dominio volcánico-magmático, hasta zonas de dominio hidrotermal

con temperaturas medias a bajas. De esta manera, las condiciones del ambiente de generación

resultan en una distribución composicional característica de los hidrocarburos principales

(Capaccioni et al., 1993 y 1995; Tassi, 2004; Tassi et al., 2005).

Figura 5.08 - Diagrama ternario Aromáticos-Alquenos*10-Alcanos para las manifestaciones gaseosas. Se indican los dominios de “gases volcánicos”, “gases hidrotermales” y “gases de baja temperatura”. Se señalan líneas que indican aumento de “temperatura” procesos de”reforma catalítica”. (Referencias fig. 5.01).

En el ambiente magmático, debido a las altas temperaturas dominantes, las especies de

mayor peso molecular son progresivamente reducidas a especies más pequeñas o de menor


152

peso molecular mediante un proceso denominado “cracking termal”, dando lugar a la

formación y mayor abundancia de alquenos que son más estables a temperaturas superiores a

los 450°C. Por otro lado, en el ambiente hidrotermal donde imperan condiciones reductoras

con menores temperaturas y prolongados procesos de interacción gas-agua-roca, la generación

de hidrocarburos es controlada por procesos de polimerización denominados “reforma

catalítica”. Este proceso implica la interacción entre especies de menores dimensiones

moleculares, promovidas por la presencia de agentes catalizadores, favoreciendo la formación

de especies del grupo de los aromáticos respecto a los otros grupos. En los ambientes de

generación hidrotermales con temperaturas aún menores, la fracción orgánica de los gases

disminuye y está constituida casi completamente por el grupo de los alcanos,

mayoritariamente con dimensiones menores a C7, ya que son las especies más estables e

incluso tienen la posibilidad de generarse a temperaturas relativamente bajas (Capaccioni et

al, 1995; Tassi, 2004).

De acuerdo con esto, en el diagrama de la figura 5.08 se puede observar que existe un

control de tipo hidrotermal de temperaturas medias a bajas en la generación de los

hidrocarburos livianos, favoreciendo la formación predominantemente de alcanos de cadenas

≤ C6 en la mayoría de las áreas. Sin embargo, puede identificarse un importante

enriquecimiento en el grupo de los aromáticos para algunas manifestaciones de las áreas de

Las Maquinitas, Anfiteatro, Chancho-Co y el sector laguna Chancho en menor medida.

El C6H6 es el hidrocarburo de mayor presencia en el sistema después del metano y el

etano, y la especie que controla la abundancia de aromáticos. Según Capaccioni et al. (1995 y

2001), el incremento del C6H6 indicaría un incremento en las temperaturas de degradación de

materia orgánica favorecido por agentes catalizadores. De esta manera, la generación del

C6H6 se produciría a partir de reacciones de “reforma catalítica” (Capaccioni et al., 1995)

como las siguientes:

C6H14 C6H12 + H2 [5.3]

C6H12 C6H6 + 3 H2 [5.4]

C6H12 + 3 S° C6H6 + 3 H2S [5.5]

Zonas saturadas en aguas ácidas, enriquecidas en arcillas del grupo de las esmectitas y

caolinitas, son los agentes catalíticos más importantes para las primeras dos reacciones [5.3 y


153

5.4], mientras que en la [5.5] la presencia de S elemental es el agente que favorece la

reacción.

La formación de este grupo de compuestos implica para las áreas enriquecidas un

periodo considerable de circulación de los fluidos, con temperaturas ligeramente mayores y

una importante interacción con arcillas del grupo de las esmectitas y caolinitas que actúan

como agentes catalizadores. La presencia de estas arcillas es consistente con la mineralogía

descripta para estas áreas (JICA, 1992; Mas et al., 2002; Vallés et al., 2004).

Figura 5.09 - Diagrama birnario H2S/CO2 vs C6H6/CH4 para las manifestaciones gaseosas. Se indican los dominios donde actúan “catalizador Arcillas” y “catalizador Azufre”. Se señalan líneas que indican aumento de “flujo de acidez” y procesos de ”reforma catalítica”. (Referencias fig. 5.01).

Es importante destacar que las muestras con mayor enriquecimiento en alcanos

presentan un ligero desplazamiento hacia el campo de los gases generados a altas

temperaturas. Sin embrago, este relativo aumento en la fracción de alquenos se debe a la

presencia solamente de iso-buteno. Este compuesto es característico de ambientes

hidrotermales de temperaturas medias a bajas, donde su abundancia estaría relacionada a una

mayor estabilidad a menores temperaturas que el resto de los alquenos, y que es una especie

intermedia en muchas cadenas de reacciones para la producción de otros compuestos de

hidrocarburos (Tassi, 2004). De esta forma, se considera muy baja la posibilidad de que


154

existan de manera significativa procesos de tipo “cracking termal”, asociados a muy altas

temperaturas (≥ 450°C), en la generación de los hidrocarburos de la zona.

A partir de la discriminación realizada de los procesos y temperaturas relativas

actuantes en los ambientes de generación de los hidrocarburos, se puede evaluar para las

diferentes áreas las reacciones más probables y agentes catalizadores asociados sugeridos,

mediante un diagrama binario que contempla los gases ácidos más importantes de las

emisiones según la relación H2S/CO2. Un incremento en dicha relación indica un incremento

de flujo de gases ácidos como se mencionó anteriormente.

Por otro lado, como se mencionó arriba el incremento del C6H6 con respecto al CH4

indicaría un incremento en las temperaturas de reacción y procesos de “reforma catalítica”

favorecidos por agentes catalizadores (Capaccioni et al., 1995).

De esta manera, en el diagrama binario H2S/CO2 vs C6H6/CH4 de la fig. 5.09 se

identifican tres grupos claramente diferenciados, estrechamente relacionados y que se

complementan con la información de los diagramas de gases ácidos y HC anteriores (fig. 5.02

y 5.08, respectivamente). 1) Un primer grupo mayoritario caracterizado por un

empobrecimiento en gases de S y C6H6, que involucra a las muestras de las áreas de Termas

de Copahue, Las Máquinas y Las Maquinitas, señalando el control hidrotermal de menor

temperatura sobre la composición de manera consistente con las figuras 5.08. 2) Un segundo

grupo que involucra a Las Maquinitas, el sector laguna Chancho y el pozo COP-2, con valores

relativamente bajos de acidez pero enriquecido en C6H6, sugiere que este enriquecimiento

estaría favorecido principalmente por catalizadores asociados al grupo de las arcillas, y las

reacciones [5.3] y [5.4] serían las más probables. 3) Un tercer grupo que involucra a las

muestras de las áreas de Chancho-Co y Anfiteatro, con altos valores de acidez y enriquecido

en C6H6, sugiriendo que este enriquecimiento estaría fundamentalmente asociado a la

presencia de especies de S, y de esta manera la reacción [5.3] sería la más probable. Esto es

coherente con la anomalía de mayor flujo de acidez y la asociación con fluidos de origen

magmático identificado para estas áreas en la figura 5.02 y la identificación de procesos

termogénicos y mayores temperaturas en la figura 5.08.


155

5.2.2. - Composición isotópica de la fase gaseosa

La composición isotópica del argón en la mayoría de las muestras tomadas presenta

relaciones 40Ar/36Ar que varían entre 291 y 306, muy cercanas a 295 que es el valor

correspondiente al aire (Ferrara y Magro, 1988; Farley y Poreda, 1993; Snyder et al., 2004).

Estos valores indican que la fuente predominante de argón en estos sistemas es de origen

atmosférico, que ingresa disuelto en las aguas meteóricas que recargan el sistema hidrotermal.

Sin embargo, el sector Piedra Copahue perteneciente a la área geotermal de la localidad de

Copahue, presenta un valor en la relación 40Ar/36Ar de 332 claramente superior al resto de las

áreas. Este valor no es lo suficientemente elevado como para atribuirlo a un flujo de argón de

altas relaciones 40Ar/36Ar de origen magmático; en este caso es más factible considerar fluidos

con un mayor tiempo de circulación y por lo tanto de interacción con la roca, que favorecería

un enriquecimiento en 40Ar en la fase gaseosa ascendente por decaimiento de 40K a partir de

fases mineralógicas potásicas en el área de circulación. Esto último es coherente con el

predominio de minerales cálcicos - potásicos, tanto en la mineralogía primaria calcoalcalina a

shoshonítica de la región, como en la secundaria resultante de los procesos de alteración

asociados (JICA, 1992; Mas et al, 1996a,b y 2000).

Por otro lado, en función de la relación 3He/4He (expresados como R/Ra) se pueden

identificar dos grupos de valores bien definidos. Esto es un rasgo muy particular y destacable,

ya que no es común que un mismo sistema presente dos tipos de relaciones 3He/4He tan

diferenciados, lo que sugiere dos circuitos marcadamente diferentes para la circulación de los

gases que contienen a estas especies isotópicas.

Un grupo presenta menores valores de 3He/4He, con relaciones de 5.02 y 5.02 R/Ra

pertenecientes a las muestras de las áreas Anfiteatro y Chancho-Co, respectivamente. Estas

áreas corresponden a las zonas más occidentales y cercanas al volcán, y presentan valores

característicos de manifestaciones gaseosas de ambientes de arco que generalmente oscilan

entre 3 y 7 R/Ra (Giggenbach, 1997; Hilton et al., 2002; Snyder et al., 2004). Como se

observó anteriormente en la figura 5.03, estas áreas también mostraban los menores valores en

la relación N2/He. Esta situación se puede analizar con mayor detalle en el diagrama 3He-N2-4He de la figura 5.10, donde se identifican a las mismas áreas ligeramente desplazadas del

resto, indicando que la disminución en la relación N2/He con respecto al resto de las muestras,

se debe a un enriquecimiento en He como consecuencia de una mayor contribución de 4He.

Este isótopo pesado del helio se genera a partir del decaimiento radiactivo de uranio (235U y 238U) y torio (232Th) que se encuentran enriquecidos en las rocas graníticas de la corteza


156

continental (ver capítulo 3), por lo tanto un enriquecimiento en 4He implica para estos fluidos

un mayor tiempo de residencia en la corteza. Para este caso se descarta la posibilidad de un

aporte desde el aire, debido a que los diagramas de discriminación anteriores (fig. 5.04 y 5.05)

no señalan contaminación atmosférica para ninguna de estas muestras.

Figura 5.10- Diagrama ternario 3He*106-N2-

4He*2 para las manifestaciones gaseosas. Se indican los campos de “Aire”, “Manto” y “Corteza” según Xu et al (1997). Se señalan líneas de aumento de “Tiempo de residencia en corteza” y aporte “Magmático profundo”. (Referencias fig. 5.01).

El segundo grupo que involucra a todas las muestras de las áreas restantes, presenta

altos valores de la relación 3He/4He, que van desde 7,36 R/Ra (en el sector Piedra Copahue)

hasta 7,72 y 7,94 R/Ra (áreas Las Máquinas y Las Maquinitas, respectivamente).

Particularmente, los últimos dos valores señalados son altamente destacables ya que

representan los más altos valores en la relación 3He/4He identificados hasta el momento en

América, incluido Centro América y Antillas (Hilton et al., 1993 y 2002; Tassi et al., 1995a,b

y 2010; Ray et al., 2009). Estos valores son mayores a los esperados en límites de placas

convergentes, más cercanos a los valores isotópicos encontrados en gases magmáticos de

origen mantélico de 8 R/Ra característicos de ambientes extensionales como dorsales


157

centrooceánicas (Giggenbach, 1997; Hilton et al., 2002). Además, Varekamp et al. (2006)

informa dos valores muy similares de 7,5 y 7,6 R/Ra para muestras tomadas en el año 2003 en

las áreas Termales de Copahue. Todos estos altos valores pertenecen a las áreas geotérmicas

que se encuentran más alejadas hacia el este del volcán y, como se puede observar en el

diagrama (fig. 5.10), se deben a un enriquecimiento en 3He cuyo origen es estrictamente

magmático profundo. Esto indica que el He magmático parece ser mas efectivamente

transportado a superficie en el sector oriental más alejado del arco, sugiriendo la existencia de

una importante conexión entre la fuente magmática andesítica (que alimenta las áreas

geotermales) y el ambiente mantélico profundo que alimenta las cámaras someras (Agusto et

al., 2008).

La composición gaseosa de las manifestaciones es consistente con la composición

química e isotópica de las rocas del área. Los bajos valores de la relación Ba/La en las

muestras de roca, indican que los sedimentos subductados habrían perdido una fracción

significativa de sus volátiles debajo del actual frente volcánico (Varekamp et al, 2006), que se

encuentra hacia el Oeste en territorio chileno, por lo tanto los procesos de fusión parcial que

alimentan el sistema magmático desplazado perteneciente al volcán Copahue suceden a partir

de una losa oceánica empobrecida en volátiles y relativamente seca. Este sería el motivo del

empobrecimiento y los bajos valores relativos de N2, llamativos para un ambiente de placas

convergentes.

Por otro lado, los valores enriquecidos de 4He puntualmente en las áreas más cercanas

al volcán Copahue (Chancho-Co y Anfiteatro), son coherentes con los altos valores de la

relación La/Yb de las rocas correspondientes al volcán Copahue y los periodos eruptivos más

recientes con respecto a las del periodo eruptivo más antiguo (Varekamp et al, 2006),

asociados al primer estratovolcán y la caldera. Las altas relaciones La/Yb indican una mayor

asimilación de material cortical por parte del fundido magmático y probablemente menores

grados de fusión parcial (Bermúdez et al., 2002), esto es coherente con los altos valores de 4He proveniente del U y Th enriquecidos en la corteza continental y, por lo tanto, los menores

valores en la relación 3He/4He para las muestras mencionadas.

Contrariamente, los menores valores relativos de la relación La/Yb para las rocas

correspondientes al periodo eruptivo más antiguo asociado al primer estratovolcán y la

caldera, junto a la consideración del magmatismo evaluado en forma regional que incluye la

Fosa Loncopué y que se relaciona a procesos de fusión por descompresión (Cameron et al.,

2003) asociado a la actual fase de tectónica extensional (Bermúdez et al., 2002), son


158

coherentes con los altos valores relativos de 3He y la alta relación 3He/4He generalizada para

la zona. Esto es coherente con la dinámica transtensiva propuesta para el área por Melnick et

al. (2006), la dirección de las estructuras que controlan estas áreas geotermales siguiendo el

lineamiento volcánico Callaqui-Copahue-Mandolegüe, y probablemente favorecido por el

fenómeno de adelgazamiento cortical definido para la región por debajo del Alto Copahue-

Pino Hachado y la Fosa Loncopué (Yuan et al., 2006; Folguera et al., 2007).

La hipótesis del control sobre las emisiones de 3He por parte del fenómeno de

adelgazamiento cortical, y la dinámica extensional asociada para la región de tras-arco que

involucra a Copahue-Caviahue, se hace aún más relevante considerando los valores de la

relación 3He/4He en el resto de los volcanes vecinos ubicados efectivamente sobre el frente

volcánico de la ZVS entre los 36°54´ y 40°44´ de latitud Sur (volcanes Chillán y Casablanca,

respectivamente). De acuerdo con Ray et al. (2009), para un total de 18 áreas volcánicas-

hidrotermales asociadas a 8 distintos volcanes, los valores en la relación varían entre 1,49

(área Manzanares, volcán Lonquimay) y 6,43 R/Ra (área Balboa, volcán Llaima), señalando la

fuerte impronta de características corticales enriquecida en 4He típica de ambientes de arco y

límites de placas convergentes.

La revisión detallada de la composición isotópica del CO2 (referida como δ13CPDB ‰)

de las áreas, con respecto a los distintos rangos de valores δ13C que se han definido para las

distintas fuentes posibles de CO2, permiten hacer inferencias con respecto a los orígenes del

compuesto, los distintos grados de participación de los ambientes involucrados en la

composición del volátil, y por lo tanto del sistema magmático hidrotermal del que se

desprende.

En este sentido, en el diagrama 13C-CO2 vs CO2/3He de la figura 5.11, se van a

considerar los rangos aceptados en torno a los valores promedio anteriormente mencionados

para las tres posibles fuentes de CO2 definidas: MORB, carbonatos marinos y carbono

orgánico sedimentario. El rango de δ13C para MORB que asume un origen mantélico puro

oscila entre -9 ‰ y -4 ‰, con un promedio de -6,5 ‰ considerado como representativo del C

en el manto superior (Sano y Marty, 1995). Por otro lado, el C de origen cortical considerando

las dos mayores fuentes; las calizas marinas incluyendo el carbonato de la losa con un valor

promedio de δ13C de 0 ‰ en un rango de -2 ‰ a 2 ‰, y el carbono proveniente de la materia

orgánica acumulada en las rocas sedimentarias con valores por debajo de los -20 ‰ (Hoefs,

1980).


159

Figura 5.11 - Diagrama binario δ 13C-CO2 vs CO2/

3He para las manifestaciones gaseosas. Se indican los campos de “MORB”, “CALIZAS” y “Sedimento orgánico” según Sano y Marty (1995). Se señalan líneas de mezcla entre los campos. (Referencias fig. 5.01).

Aunque en apariencia estos rangos no se solapan, se presenta el inconveniente de que

una mezcla entre los dos tipos de C cortical podría resultar en una composición intermedia

con valor similar al MORB. La mayor parte de las muestras tomadas en la zona de estudio

varían entre -6,78 ‰ y -8,78 ‰ de δ13C, ubicándose en este rango de incertidumbre. La figura

5.11 permite un análisis detallado de la situación utilizando como variable la relación

CO2/3He que discrimina el C de origen mantélico con un valor promedio de 1,5x109, y un C

de origen cortical con un valor promedio de 1x1013 (Sano y Marty, 1995).

En el diagrama (fig. 5.11) se puede ver que para la mayoría de las áreas, si bien podría

haber alguna participación de C cortical, la composición presenta características de tipo

MORB que indica que está fundamentalmente controlada por CO2 de origen magmático

profundo. También Varekamp et al. (2006) informa dos valores muy similares de δ13C-CO2 (-

8,32 y -8,28) y CO2/3He (9,0x109 y 9,2x109) para muestras tomadas en el año 2003 en las

áreas Termales de Copahue. Todos estos valores son consistentes con los altos valores de

R/Ra determinados para las muestras de estas áreas. Sin embargo, se pueden observar dos

Línea de mezcla


160

casos particulares que se diferencian del grupo de muestras, que corresponden a la muestra

tomada en el pozo geotérmico COP-2 y al área de Chancho-Co.

La muestra COP-2 presenta valores de δ13C-CO2 de -7,54 ‰ y la relación CO2/3He de

55,1x109, el valor de δ13C se encuentra en el campo de incertidumbre y con valores de la

relación CO2/3He muy altos que lo alejan de las características tipo MORB y sugieren un

enriquecimiento de CO2 a partir de C de fuentes corticales. La muestra del COP-2 proviene de

1200 metros de profundidad, en una zona del reservorio geotérmico sellado y aislado que

concentra el recurso geotermal (agua y vapor), alejado de las áreas de ascenso de flujo que

alimentan las áreas termales en superficie a través de estructuras profundas (JICA, 1992). Por

este motivo, a diferencia de las áreas termales en superficie, al estar alejado de las zonas de

ascenso directo de flujo carece de una fuente directa de 3He, mientras que desde la zona de

recarga y de contacto con el flujo ascendente continua concentrando CO2, por ser este

relativamente más soluble en agua que el He. Esta situación daría lugar a un empobrecimiento

en 3He respecto al CO2, y así al elevado valor en la relación CO2/3He. Además, es posible

considerar un aporte significativo de C cortical (orgánico sedimentario y/o calcáreo) originado

en el reservorio que, de acuerdo con la información de perforación, corresponde a un área

permeable que involucra rocas de depósitos lacustres con participación de mudstones y

sandstones (JICA, 1992).

Por otro lado, la muestra perteneciente al área de Chancho-Co presenta valores δ13C-

CO2 de -16,33 ‰ y la relación CO2/3He de 8,0x109. En este caso, si bien los valores de la

relación CO2/3He en la muestra son ligeramente superiores a los correspondientes al miembro

extremo MORB, el notable desplazamiento hacia valores más negativos de δ13C indica un

importante aporte de C de origen orgánico acumulado en rocas sedimentarias. Esto es

coherente con los significativos enriquecimientos en metano y benceno identificados para esta

área con respecto a las restantes áreas, y el dominio de condiciones termogénicas en la

formación de los hidrocarburos de la composición gaseosa según las figuras 5.08 y 5.09.

Posiblemente, la estructura profunda que controla el área de Chancho-Co permita que en

profundidad los fluidos calientes asociados a la cámara magmática, entren en contacto con

sedimentos ricos en materia orgánica, tal vez asociados a la Cuenca Neuquina (?).

Para avanzar en la identificación de los ambientes de generación de los volátiles y sus

características, la relación CH4/3He es considerada un parámetro diagnóstico adicional en la

determinación del origen de las descargas gaseosas en ambientes volcánicos e hidrotermales

(Poreda et al., 1988; Giggenbach, 1995). Los valores considerados como miembros extremos


161

que caracterizan las principales fuentes de aporte van desde 1×105, medidos en ambientes de

dorsales centro-oceánicas libre de sedimento (Snyder et al., 2003), hasta 1×1012 para aquellos

relacionados con una producción termogénica de gases (Poreda et al., 1988).

Los valores de la relación CH4/3He para todas las áreas se presentan relativamente

constantes oscilando entre 1,03×107 y 1,94×107 (Piedra Copahue y Las Máquinas,

respectivamente), con excepción de la muestra correspondiente al área de Anfiteatro con un

valor en la relación de 4,39x107. De todas formas, todos los valores son intermedios entre

aquellos correspondientes a las fuentes principales, indicando un origen mixto para el metano

presente en las manifestaciones. Esto sugiere que existiría una importante participación de

metano de origen inorgánico relacionado con una fuente profunda. En estos casos la reacción

considerada para la formación abiogénica de metano (Hulston y McCabe, 1962) es la reacción

[3.18]. De esta manera, este proceso contribuiría con los altos valores relativos de metano en

la composición gaseosa de las manifestaciones, y es coherente con el importante flujo de

origen profundo determinado para otras especies 3He y CO2 (fig. 5.10 y 5.11).

Por otro lado, los mayores valores de la relación CH4/3He para el área de Anfiteatro, es

coherente con los menores valores relativos de 3He para el área (5,02 R/Ra) y los altos valores

relativos de hidrocarburos particularmente en metano y benceno (fig. 5.08 y 5.09). Esto

último podría asociarse a una mayor disponibilidad de materia orgánica en el área, favorecido

por el mayor tiempo de residencia de los fluidos y la existencia de agentes catalizadores como

se observó en las figuras antes mencionadas.

CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO

162

ツAパÍフブネバシ.

AハÁネナピナピヅテネA

デAピテネÍヒブナヅA

テワユヴヵユヤモヱíヵヶロヰヴユュユヴヤンリャユワロモヴヤモンモヤヵユンíヴヵリヤモヴヤヰヮヱヰヴリヤリヰワモロユヴュユ

ロモヴヮモワリョユヴヵモヤリヰワユヴユワョモヴユロíヲヶリュモヴュユロモヴュリヴヵリワヵモヴ áンユモヴュユロモコ゚ヰワモ

ュユユヴヵヶュリヰ. A ヱモンヵリンュユロモヤモンモヤヵユンリコ゚モヤリóワュユロモヴヮリヴヮモヴ se

ュユヵユンヮリワモワユロヰンリヨユワケ゚ロヰヴヱンヰヤユヴヰヴヲヶユヱヰュンíモワユヴヵモンリワカ゚ヰロヶヤンモュヰヴユワ

ユロヤヰワヵンヰロュユロモヤヰヮヱヰヴリヤリóワヲヶíヮリヤモユリヴヰヵóヱリヤモ.


163

6.1.- La composición de la Fase Líquida (aguas superficiales)

El estudio de la composición química e isotópica de la fase líquida fue realizado a

partir de 213 muestras, tomadas en aguas superficiales de la región entre los años 2003 y

2009.

Con el objetivo de facilitar la identificación y, por lo tanto, la evaluación de las

muestras en estudio, se dividieron los puntos de muestreo en tres grupos de acuerdo con

rasgos superficiales según:

a) muestras pertenecientes al Sistema Volcánico-Hidrológico (SVH) que involucran

la laguna Cratérica (Cr) alojada en el cráter activo del volcán, las Vertientes (V1 y V2) que

emanan del flanco externo este del edificio volcánico, el río Agrio superior que se forma a

partir de la confluencia de las vertientes, el lago Caviahue que recibe las aguas del río

Agrio superior, y el río Agrio inferior que es el único efluente del lago Caviahue.

b) muestras pertenecientes a las distintas áreas geotermales (Las Máquinas, Las

Maquinitas, Termas de Copahue, Anfiteatro y Chancho-Co), correspondientes a aguas

termales en su mayoría asociadas a aguas burbujeantes (“boiling, bubbling y mud pools”)

que serán denominadas como Aguas Calentadas por Vapor (ACV).

c) muestras pertenecientes a los cursos y cuerpos de aguas que no presentan

ninguna relación con el sistema volcánico o las áreas geotermales, cuyo origen es

principalmente la fusión del manto de nieve acumulado durante la etapa invernal y

precipitaciones en general (nieve y lluvia), denominadas como Aguas de Deshielo (AD) y

que involucran a las lagunas Las Mellizas, el arroyo Pucón Mahuida, el río Dulce, el río

Hualcupén y el río Trolope.

6.1.1.- Descripción de la composición química de las aguas superficiales

Las muestras tomadas durante las distintas campañas se dividen en: 93 muestras

correspondientes al grupo SVH, 101 muestras al grupo ACV y 19 muestras al grupo AD.

La composición química de las aguas es expresada en mg/l y se detalla en las tablas

(Anexos Tablas B).

Las temperaturas de las aguas de la región muestreadas están dadas en ºC, y

presentan amplias variaciones dependiendo del área y momento de muestreo. Por lo

general las menores temperaturas se presentan en los ríos y lagunas (en su mayoría


164

pertenecientes al grupo AD) durante el periodo invernal con temperaturas que rondan los

0º C, incluso en algunos casos como las lagunas Las Mellizas presentan toda su superficie

congelada durante todo el invierno. En el río Agrio, a pesar de recibir aguas calientes de las

vertientes, se han registrado en invierno temperaturas de hasta 0,4º C. Sin embargo,

durante el periodo de verano los cuerpos de agua menores de las AD han presentado

valores de hasta 20º C (río Dulce, enero 2009).

Las aguas del grupo SVH presentan sus menores valores de temperatura en el río

Agrio en el tramo superior como se menciona arriba, por recibir el mayor aporte directo de

la fusión del manto de nieve, con bajas temperaturas en invierno pero con valores que han

alcanzado los 30º C en verano (enero 2007). En las vertientes se han registrado las mayores

oscilaciones y temperaturas del SVH, con valores que van desde 20º C (V2, enero 2007)

hasta 81º C (V1, mayo 2004). En las aguas de la laguna cratérica, durante el periodo de

muestreo, las temperaturas por lo general han presentado un rango más estrecho que va

desde 31,6º C (septiembre 2005) a 42º C (junio 2005), con excepción de dos bajos valores

registrados de 0º y 13º C (agosto y mayo 2004, respectivamente) durante un período

atípico de comportamiento de la laguna cratérica.

Por otro lado, las aguas de las áreas geotermales, pertenecientes al grupo ACV,

presentan un amplio rango que incluye a las mayores temperaturas de las aguas de la

región, asociadas en general a las muestras tomadas desde manifestaciones tipo boiling

pools. Las temperaturas registradas en las áreas geotermales varían entre 20,8º y 100,2º C

correspondientes a laguna Chancho y área Las Maquinitas, respectivamente (ambas

muestras tomadas en diciembre 2005). Las temperaturas de muestras asociadas a emisiones

gaseosas se ven menos afectadas por las variaciones estacionales.

Los valores de pH de las aguas muestreadas presentan distintos rangos de variación

para los distintos sistemas. Las aguas pertenecientes al grupo AD son las que presentan el

rango de valores más acotado, siempre con pH en torno a 7, que van desde pH 5,25 en el

río Dulce (diciembre 2005) a 7,75 en el río Hualcupen (noviembre 2006).

Las aguas del SVH presentan distintos rangos de pH según el tramo del sistema: las

aguas de la laguna cratérica presentan valores de pH siempre por debajo de 1, con

excepción del valor 1,68 durante enero 2007; las vertientes tienen por lo general valores de

pH entre 1 y 2, pero se registraron un mínimo de 0,74 en V1 (enero 2009) y un máximo de

2,3 en V2 (enero 2007); los rangos de valores del tramo río Agrio superior y lago Caviahue

son también muy acotados y ácidos, donde varían entre 1,53 y 2,77 para el río Agrio


165

(marzo 2008 y enero 2007, respectivamente) y entre 2,77 y 3,25 para el lago Caviahue

(abril 2005 y noviembre 2006, respectivamente); el río Agrio inferior presenta valores de

pH entre 3 y 4 durante varios kilómetros y alcanza valores de neutralidad en cercanías de la

localidad de Loncopué (6,72 en noviembre 2006).

Las aguas ACV, pertenecientes a las áreas geotermales, presentan un rango de pH

mucho más amplio, con valores marcadamente ácidos de que van desde 1,83 (sector laguna

Chancho, en el área Termas de Copahue, enero 2007) hasta valores de 6,8 (surgente Agua

Sulfurosa, en el área Termas de Copahue, en septiembre 2005).

Las concentraciones de SO4-2 en las aguas de la región presentan el más amplio

rango de variación entre las distintas especies, con valores entre 0,76 y 33003 mg/l. Los

valores más elevados se encuentran en las muestras pertenecientes al SVH, particularmente

a la laguna del cráter donde se obtuvieron concentraciones de hasta 33003 mg/l en

diciembre 2007, mientras que las menores concentraciones del mismo sistema se

obtuvieron en el río Agrio inferior en la localidad de Loncopué con valores de 34 mg/l en

noviembre 2006. Las aguas correspondientes a las ACV presentan un rango de

concentraciones de SO4-2 menor, pero aún así significativamente amplio, con valores que

oscilan entre 2,51 mg/l en la surgente Agua Ferruginosa (área Termas de Copahue,

septiembre 2005) y 9153,6 mg/l en el área Chancho-Co (abril 2006). Las aguas

pertenecientes a las AD presentan los menores valores SO4-2, con valores que varían entre

0,76 mg/l en el río Hualcupén (noviembre 2006) y 128,4 mg/l en las lagunas Las Mellizas

(abril 2006).

Los valores en la concentración de Cl- en aguas, muestran una amplia variabilidad y

altos valores en las aguas del SVH que varían entre 52,2 mg/l en el lago Caviahue

(noviembre 2006) y 115552 mg/l en la laguna del cráter (diciembre 2007). Por otro lado,

tanto las aguas AD como las ACV presentan valores de Cl- mucho menores. Entre las

aguas pertenecientes a las AD las concentraciones varían entre 0,43 mg/l en el río

Hualcupén (noviembre 2006) y 26,2 mg/l en las lagunas Las Mellizas (enero 2009);

mientras que las aguas correspondientes a las ACV poseen los menores valores de la

región, con concentraciones que varían entre 0,3 mg/l en Chancho-Co (enero 2009) y 21,75

mg/l en el área de Las Máquinas (abril 2005).

La especie HCO3-, debido a su alta dependencia del pH de las aguas, se encuentra

presente solo en aquellas aguas con valores de pH superiores a 4,5. Las concentraciones de

HCO3- en las aguas pertenecientes al SVH, son detectables solo en el río Agrio inferior a


166

partir de las cercanías a la localidad de Loncopué donde el pH alcanza valores de

neutralidad, con concentraciones de 13,42 mg/l en noviembre 2006. En el caso de las aguas

pertenecientes a las AD las concentraciones varían entre 3,66 y 16,84 mg/l (arroyo Pucón

Mahuida y río Trolope, respectivamente). Sin embargo, los mayores valores de HCO3- en

aguas de la región se encuentran presentes en las aguas termales neutras del área Termas

de Copahue, donde alcanzan concentraciones de hasta 489 mg/l (Panarello, 2002).

Las concentraciones de halogenuros F- y Br- presentan los mayores valores en las

aguas pertenecientes al SVH, donde alcanzan los 1134 y 62,8 mg/l respectivamente. Las

concentraciones de F- en el SVH varían entre 0,65 mg/l (río Agrio inferior en Loncopué,

noviembre 2006) y 1134 mg/l (laguna cratérica, abril 2005); mientras que en las aguas

pertenecientes a las ACV y AD los valores son mucho menores, e incluso en muchos casos

no detectables, donde alcanzan los 3,17 mg/l (área Las Máquinas, abril 2005) y 2,3 mg/l

(río Dulce, noviembre 2006), respectivamente. Por otro lado, las concentraciones de Br- en

el SVH varían entre 0,08 mg/l (lago Caviahue, noviembre 2007) y 62,8 mg/l (Vertiente 1,

enero 2009); mientras que en las ACV y AD solo alcanzan valores de 2,38 mg/l (área

Chancho-Co, enero 2007) y 0,03 mg/l (lagunas Las Mellizas, enero 2009),

respectivamente.

Las concentraciones de Na+ y K+ en las aguas de la región presentan sus mayores

valores en el SVH, particularmente en las aguas de la Vertiente 1, donde alcanzan valores

de 1034,7 mg/l (mayo 2007) y 535,1 mg/l (marzo 2008), respectivamente. En las aguas

pertenecientes a las ACV y AD se encuentran en concentraciones relativamente similares:

en las ACV las concentraciones se encuentran siempre por debajo de 56 y 40,2 mg/l de

(Termas de Copahue, septiembre 2005); mientras que en las AD las concentraciones no

superan los 25mg/l (río Dulce, abril 2005) y 14,9 mg/l (laguna Las Mellizas, abril 2006) de

Na+ y K+, respectivamente.

Las especies Ca+2 y Mg+2 se presentan en rangos similares de concentraciones para

las distintas áreas. En las aguas pertenecientes al SVH poseen concentraciones que varían

entre 8,27 y 989 mg/l de Ca+2 (lago Caviahue y Vertiente 1, respectivamente), y entre 5,25

y 1469 mg/l de Mg+2 (río Agrio en Loncopué y Vertiente 2, respectivamente). En las aguas

pertenecientes a las AD los mayores valores de ambas especies se encuentran en las

lagunas Las Mellizas, donde alcanzan concentraciones de hasta 30,5 mg/l de Ca+2 (abril

2006) y 16,1 mg/l de Mg+2 (enero 2009). Sin embargo, en las ACV las concentraciones de

Ca2+ son marcadamente superiores, con valores de Ca+2 de hasta 142 mg/l, mientras que las


167

concentraciones máximas de Mg+2 solo alcanzan los 30 mg/l (área Termas de Copahue,

mayo 2004).

Con respecto a las concentraciones de NH4+, a diferencia de las anteriores especies

descriptas, los mayores valores se encuentran en las aguas pertenecientes a las ACV, en un

rango que varía entre 2,58 mg/l (área Chancho-Co, enero 2007) y 862mg/l (área Las

Máquinas, noviembre 2006). Las concentraciones de NH4+ en las aguas correspondientes al

SVH presentan valores significativamente menores, que varían entre 0,03 mg/l (río Agrio

inferior en Loncopué, noviembre 06) y 3,6 mg/l (río Agrio superior, febrero 2008). Las

aguas pertenecientes a las AD presentan concentraciones de NH4+ aún menores y en un

rango mucho más acotado, con valores que oscilan entre 0,05 y 0,14 mg/l (lagunas Las

Mellizas y arroyo Pucón Mahuida, respectivamente).

Las concentraciones de Fe (Fe total) y Al+3 son marcadamente superiores en las

aguas correspondientes al SVH, donde alcanzan valores de hasta 765 mg/l de Fe (Vertiente

1, abril 2006) y 1991 mg/l de Al+3 (Vertiente 2, agosto 2004). Las aguas pertenecientes a

las ACV presentan un rango de concentraciones de Fe mayor al Al+3, con valores que

oscilan entre 0,91 y 246 mg/l de Fe (áreas Termas de Copahue y Chancho-Co,

respectivamente); mientras que las concentraciones de Al+3 aunque pueden presentar altos

valores en las áreas Chancho-Co y Las Máquinas (136,8 y 86,58 mg/l, respectivamente) en

la mayoría de los casos son inferiores a 20 mg/l. En las aguas correspondientes a las AD

por lo general no son detectables, aunque se han observado concentraciones de 0,60 mg/l

de Fe en río Dulce (noviembre 2004) y 0,60 mg/l de Al+3 en lagunas Las Mellizas (abril

2006).

Debido a las bajas concentraciones que pueden registrarse de las especies Mn y B,

estas son expresadas en ppb (ver Anexos Tablas B). Las mayores concentraciones de Mn

se encuentran en las aguas pertenecientes al SVH, en un amplio rango de valores que oscila

entre 350 ppb (río Agrio inferior, noviembre 2006) y 38999 ppb (Vertiente 2, agosto

2004); en las aguas correspondientes a las ACV las concentraciones son significativamente

menores, con valores que varían entre 45 ppb (área Las Máquinas, diciembre 2005) y 1467

ppb (área Termas de Copahue, abril 2005), mientras que en las AD no superan los 486 ppb

(lagunas Las Mellizas, abril 2006). Particularmente, las concentraciones de B, de manera

similar al NH4+, presentan los mayores valores en las aguas correspondientes a las ACV,

donde alcanzan concentraciones excepcionales de hasta 126000 y 68000 ppb en las áreas

Las Máquinas (noviembre 2006) y Chancho-Co (abril 2006) respectivamente, mientras en


168

el resto de las muestras ACV los valores alcanzan los 2520 ppb (área Las Maquinitas,

noviembre 2006); por otro lado, las concentraciones de B en las aguas pertenecientes al

SVH varían entre 50 ppb (Salto del Agrio, noviembre 2006) y 9212 ppb (Vertiente 1, mayo

2004); en el caso de las aguas correspondientes a las AD, las concentraciones son en todos

los casos inferiores a 694 ppb (laguna Las Mellizas, abril 2006).

Las concentraciones de Li son muy bajas también y por tal motivo son expresadas

en ppb (ver Anexos Tablas B). Esta especie es solo detectable en las aguas pertenecientes

al SVH, donde no superan los 800 ppb (Vertiente 1, marzo 2008).

6.1.2.- Descripción de la composición isotópica de las aguas superficiales

La información isotópica obtenida de los aguas superficiales comprende las

relaciones isotópicas 18O/16O (d18O V-SMOW) y 2H/1H (dD V-SMOW) de 43 muestras

tomadas para tal fin. Estas muestras se distribuyen en 14 correspondientes al SVH, 23

pertenecientes a las ACV y 6 a las AD.

La composición isotópica de 18O/16O y 2H/1H presenta los mayores valores y los

más amplio rangos de variación en las aguas pertenecientes al SVH, donde se determinaron

valores de d18O que varían entre -12,05 y -1,44 ‰ correspondientes al Salto del Agrio y la

Vertiente 1, respectivamente, y valores de dD que varían entre -89,6 y -45,99 ‰

correspondientes al río Agrio y la Vertiente 1, respectivamente.

En las aguas pertenecientes a las ACV el d18O varía entre -11,9 y 2,14 ‰

correspondientes a las áreas de Termas de Copahue y Las Máquinas respectivamente;

mientras que la composición de dD varía entre -86 y -51,22 ‰ correspondientes a las

Termas de Copahue.

Por otro lado, las aguas pertenecientes a las AD presentan los menores valores

isotópicos y en un rango mucho más acotado, con valores de d18O que varían entre -12,08

y -10,8 ‰ (d18O V-SMOW) correspondientes a los ríos Hualcupen y Dulce,

respectivamente; y valores de dD entre -77 y -88,39 ‰ (dD V-SMOW) correspondientes

también a los ríos Hualcupen y Dulce, respectivamente.


169

6.2.- Análisis y caracterización de la Fase Líquida

A continuación se desarrolla el análisis y caracterización de la composición de las

aguas superficiales de la región en estudio, y de la misma forma que se hiciera para el

estudio de la composición gaseosa, se indica previamente en la figura 6.01 la simbología

utilizada en los diagramas del presente capítulo para facilitar la visualización e

identificación de las distintas áreas.

Figura 6.01- Ubicación de las zonas de interés para el estudio de las aguas superficiales y referencias utilizadas en los diagramas del presente capítulo, correspondientes a las distintas áreas y manifestaciones muestreadas. Detalle y ubicación de las Aguas de Deshielo en figura 7.01.


170

6.2.1.- Análisis de la composición química de las aguas superficiales

Las aguas superficiales de la región presentan distintas características

composicionales y de acidez, incluso dentro de los mismos sistemas y ambientes, que

pueden ser discriminadas y evaluadas mediante distintos diagramas a partir de las

concentraciones de las diferentes especies.

Figura 6.02 - Diagrama ternario SO4-Cl-HCO3 para las aguas superficiales de la región, se indican 4 distintos grupos de aguas de acuerdo con sus características de composicionales y de acidez: 1) aguas ácidas sulfato-cloruradas, 2) aguas ácidas sulfatadas, 3) aguas neutras bicarbonatadas, 4) aguas neutras de composición intermedia. Referencias ver en fig. 6.01.

En función de las concentraciones de aniones mayoritarios, en el diagrama ternario

SO4-Cl-HCO3 (fig. 6.02) se pueden diferenciar 4 tipos de aguas que presentan distintas

características fisico-químicas: 1) un grupo de aguas ácidas sulfato-cloruradas integrado

por todas las muestras pertenecientes al Sistema Volcánico-Hidrológico (SVH) que

involucran laguna Cratérica, Vertientes, río Agrio inferior y superior y Lago Caviahue, con

excepción de la muestra correspondiente al río Agrio inferior en la localidad de Loncopué;

2) un grupo de aguas ácidas sulfatadas integrado por todas las muestras correspondientes a

las Aguas Calentadas por Vapor (ACV), también llamadas “boiling, bubbling y mud

pools”, que se encuentran en las distintas áreas geotermales (Las Máquinas, Las

Maquinitas, Termas de Copahue, Anfiteatro y Chancho-Co) con excepción de las aguas

termales neutras del área Copahue; 3) las aguas neutras bicarbonatadas correspondientes a


171

las muestras Agua Ferruginosa, Agua Sulfurosa, Agua del Mate y Agua Vichi, todas en el

área Termas de Copahue más el Agua de Deshielo del río Hualcupén; 4) las aguas neutras

de composición intermedia integradas por las Aguas de Deshielo (AD) de lagunas Las

Mellizas, arroyo Pucón Mahuida, río Dulce y río Trolope, más el agua perteneciente al río

Agrio inferior en la localidad de Loncopué.

El grupo de muestras (1) que presenta composiciones ácidas sulfato-cloruradas

(SO4-Cl) corresponden a las aguas del Sistema Volcánico-Hidrológico, y deben su

composición al flujo de origen magmático que alimenta la cabecera del sistema en el

edificio del volcán Copahue. Este es un proceso de acidificación característico de sistemas

hidrotermales y lagos cratéricos alojados en volcanes activos (Delmelle y Bernard, 1994;

Kempter y Rowe, 2000; Varekamp et al., 2000). De esta manera, el flujo de origen

magmático rico en gases ácidos altamente solubles como SO2-H2S, HCl y en menor

medida HF y HBr, se incorporarían rápidamente a la fase líquida (compuesta por vapor

condensado en ascenso y aguas meteóricas ingresadas) en la zona hidrotermal vapor-

líquido que se encuentra en el interior del edificio volcánico, produciendo las soluciones

con altos contenidos de SO4 y Cl y bajo pH que alimentan la laguna cratérica y las

vertientes. La acidez de estas aguas es originada principalmente por los H+ desprendidos a

partir de la disociación de HCl y H2SO4 a temperaturas inferiores a los 300°C

(Giggenbach, 1997). El H2SO4, así como el H2S y el abundante S° que se forma en la

laguna cratérica, son generados a partir de la reacción de dismutación del gas magmático

SO2 con aguas meteóricas según las reacciones anteriormente planteadas en [3.7], [3.27] y

[3.28] (ver Capítulo 3).

El CO2, el otro gas ácido magmático de relevancia, está inhibido para solubilizarce

y aportar iones HCO3 a la solución debido a la alta acidez del sistema, ya que esta especie

comienza a ser soluble en forma significativa a partir de valores de pH de 5,5 en adelante.

Los altos valores de conductividad (SC, ver Anexos Tablas B) de estas aguas son

coherentes con la alta temperatura y acidez de estos fluidos hidrotermales, que favorecen

los procesos de interacción agua-roca y dan lugar al ataque ácido y lixiviación de las rocas

circundantes.

Estas características fisico-químicas adquiridas por los fluidos del sistema

volcánico-hidrotermal, son transmitidas al resto del sistema hidrológico asociado, ya que

las vertientes ácidas luego de un corto recorrido unen sus cauces para formar el río Agrio

superior que desagua en el lago Caviahue, y este a su vez desagua a través del río Agrio


172

inferior. Las aguas de deshielo tributarios del sistema, solo diluyen y enfrían sin generar

cambios significativos en la relación química, de esta manera las aguas del sistema

hidrológico asociado se mantienen como aguas ácidas SO4-Cl. Solo luego de casi 80 km de

recorrido, en la localidad de Loncopué, el río Agrio inferior ha sido suficientemente

diluido e interactuado con el sustrato para alcanzar la neutralidad y un cambio químico

importante (Tassi et al., 2007), por este motivo la muestra correspondiente a este punto no

está incluida dentro del mismo grupo que el resto del sistema, y se encuentra desplazada en

el diagrama (fig. 6.02) hacia las composiciones intermedias.

Por otro lado, el grupo (2) de aguas ácidas sulfatadas que involucra a todas las

Aguas Calentadas por Vapor de las distintas áreas geotermales, con excepción de las aguas

termales neutras del área Copahue, estarían enriquecidas en SO4 como consecuencia de

una importante pérdida de cloruros dentro del sistema hidrotermal profundo. Los procesos

que dan lugar a la formación de estas manifestaciones y sus características fisico-quimicas

involucran, además de los fluidos profundos de origen magmático y las aguas meteóricas

superficiales, el desarrollo de un importante ambiente hidrotermal subsuperficial que

participa de manera significativa en el control de las características de las manifestaciones.

Como se mencionó anteriormente, el potente acuífero hidrotermal corresponde al

reservorio geotérmico definido debajo de la mayor parte de las áreas de muestreo (JICA,

1992; Martini et al, 1997; Panarello, 2002; Mas, 2005).

Los bajos contenidos relativos de cloruros en las Aguas Calentadas por Vapor en

superficie, se deben a que el acuífero profundo absorbe casi completamente la mayor parte

de los gases magmáticos más solubles que alimentan el reservorio geotérmico. De esta

manera, los gases ácidos de origen magmático profundo altamente solubles como el HCl y

el HF se encuentran fuertemente empobrecidos en la composición gaseosa que alcanza la

superficie (ver capítulo 5), y por lo tanto se empobrece también en los cuerpos de agua

superficiales.

El enriquecimiento en SO4 se debe a que gran parte del H2S gaseoso que alcanza el

ambiente somero superficial, al entrar en contacto con las aguas meteóricas ricas en O2

disuelto se oxidan según la reacción:

H2S + 2 O2 SO4-2 + 2 H+ [6.1]


173

de esta manera el ácido sulfúrico formado se disocia en solución, liberando H+ y dando

lugar a la formación de las aguas con alta acidez y altos contenidos en SO42-.

El escape volátil diferenciado del H2S respecto a los otros gases ácidos, se

produciría durante la ebullición en ascenso de los fluidos hidrotermales profundos. Las

fallas de orientación NE (en Las Maquinitas, Termas de Copahue y Anfiteatro) y ESE (en

Chancho-Co y Las Máquinas) que controlan las depresiones y permeabilidad secundaria de

las áreas geotermales, facilitarían el ascenso y ebullición de los fluidos provenientes del

reservorio (Giggenbach, 1990). Este proceso asociado de ascenso y ebullición de los

fluidos fue identificado en los pozos de exploración y producción de la planta geotérmica

(JICA, 1992; Panarello, 2002) y mediante el análisis mineralógico y de inclusiones fluidas

de los perfiles de los mismos (Mas et al., 1996). La pérdida de Cl en las Aguas Calentadas

por Vapor en superficie indica que el Cl permanece disuelto en las aguas termales

profundas, mientras que los vapores desprendidos durante la ebullición subsuperficial

enriquecidos en H2S (entre otros gases más volátiles) son transferidos hacia las aguas

meteóricas oxigenadas someras-superficiales. Aunque estos vapores de ebullición se

encuentran mayormente enriquecidos en CO2, la formación de bicarbonato queda inhibida

aquí también por la alta acidez de estas aguas, como se explicó anteriormente.

Es importante destacar que el aporte de S para la formación de sulfato en superficie

en las áreas geotermales es la especie reducida H2S, a diferencia de las aguas ácidas del

ambiente volcánico-hidrotermal del volcán Copahue, donde el rápido ascenso de fluidos

(que caracteriza las zonas de conducto volcánico) podría favorecer, además, el arribo de la

especie oxidada magmática original SO2 al sistema hidrotermal somero sin llegar a

reducirse (aunque el importante efecto condensador que ejerce la laguna cratérica impide,

hasta el momento, determinarlo en forma directa).

En el caso particular de las áreas geotermales, el mayor tiempo de residencia y

circulación de los fluidos expone a una mayor interacción fluido-roca bajo las condiciones

reductoras típicas de ambientes hidrotermales. Esta situación favorece la reducción total de

los gases oxidados SO2 de origen magmático profundo hacia la especie H2S (Giggenbach,

1988) según la reacción [3.24] (ver capítulo 3). Esto es coherente con la ausencia de SO2 y

los importantes valores de H2S en la composición de las manifestaciones gaseosas de las

áreas geotermales. De la misma forma, el dominio ejercido por este ambiente hidrotermal

profundo en la composición de las aguas en superficie, es coherente con el fuerte control


174

hidrotermal identificado en la composición de las manifestaciones gaseosas de las

respectivas áreas geotermales (ver capítulo 5).

El grupo de aguas (3), como se puede observar en el diagrama (fig. 6.02), están

enriquecidas en HCO3 y corresponden a las aguas termales neutras que se encuentran en el

área Termas de Copahue. Los altos valores relativos de bicarbonato y temperaturas

sugieren que estas aguas meteóricas someras-superficiales estarían recibiendo el aporte de

un flujo caliente enriquecido en CO2 con una escasa o nula presencia de otros gases ácidos

más fuertes. Los mayores valores de conductividad (SC, ver Anexos Tablas B) de estas

soluciones comparadas con el resto de las aguas meteóricas neutras no termales, estarían

señalando que la escasa acidez que generaría la solubilización del CO2 (o una hipotética

escasa presencia de otros gases ácidos más fuertes) se habría neutralizado mediante

procesos de interacción agua-roca.

Aunque la zona de emisión de estas manifestaciones ha sido cubierta por

construcciones y modificada para su aprovechamiento, se encuentran en un nivel

topográficamente superior a la alineación de las manifestaciones sulfatadas de alta acidez

del área Termas de Copahue. Las aguas sulfatadas ácidas y emisiones gaseosas asociadas

se concentran alineadas con rumbo NE, en la parte central de la depresión del área que

posee el mismo rumbo. Esta alineación en la parte central de la depresión, representa la

zona de mayor permeabilidad y ascenso de los fluidos ácidos profundos provenientes del

reservorio geotérmico. Sin embargo, las aguas neutras bicarbonatadas se encuentran

desplazadas hacia el flanco S-SE. Este arreglo de las manifestaciones permite inferir que

las aguas meteóricas se recargarían en la parte superior del flanco S-SE, y que en su

trayectoria de descenso hacia la parte central de la depresión (donde se encuentra el flujo

ácido ascendente principal) son interceptadas y calentadas por un flujo caliente menor

enriquecido en CO2 desprendido del acuífero profundo y el flujo ácido central. Entonces, la

escasa o nula presencia de especies ácidas fuertes y/o la rápida neutralización de los fluidos

levemente ácidos mediante procesos de interacción agua-roca favorecería las condiciones

de neutralidad de las aguas que permiten la absorción del CO2 y enriquecimiento en HCO3

de acuerdo con la reacción:

CO2 + H2O HCO3- + H+ [6.2]


175

Si bien la hidrólisis CO2-HCO3 genera H+, la constante de acidez Ka= 6,3 de la

reacción indica que es favorecida en condiciones de pH cercanos a la neutralidad. Por el

mismo motivo, en presencia de soluciones de alta acidez la reacción se desplaza en forma

inversa favoreciéndose la liberación del CO2 en forma gaseosa (Stumm y Morgan, 1996).

Por otro lado, las Aguas de Deshielo correspondientes al río Hualcupén que se

ubican en el diagrama en el extremo del bicarbonato, son las que se encuentran más

aisladas con respecto al edificio volcánico y alejadas de la zona del reservorio geotérmico,

situándose por detrás de las paredes del borde Sur de la caldera (ver mapa, fig. 2.06). En

este caso, sus bajas temperaturas y sus muy bajos valores de conductividad (SC, ver

Anexos Tablas B) indican que la composición bicarbonatada se debe a que el aporte del

CO2 es solo de origen atmosférico, sin ningún tipo de influencia volcánica o hidrotermal.

El grupo de aguas (4) son aguas frías neutras con composiciones intermedias entre

los tres aniones principales que corresponden a las Aguas de Deshielo más la muestra del

río Agrio en la localidad de Loncopué. A diferencia de esta última muestra mencionada, las

Aguas de Deshielo se encuentran en el diagrama triangular (fig. 6.02) en posiciones

intermedias mayormente entre aguas del grupo (1) SO4-Cl y las del grupo (3) HCO3, no

representan aguas de mezcla entre las mencionadas. En efecto, no existe ningún tipo de

contacto con dichas manifestaciones. Sin embargo, puede reconocerse una tendencia

general a mayores contenidos relativos de SO4 con respecto al Cl, que estaría relacionada a

la interacción con la ceniza volcánica rica en S que se dispersa durante los eventos

eruptivos y se acumulada en los suelos de la zona. Esto es consistente con la composición

del material emitido durante las últimas erupciones freáticas (1992 y 1995) y

freatomagmáticas (2000), que involucró además del material juvenil, sílice y azufre

piroclástico (Delpino y Bermúdez; 1992,1995 y 2002). Por este motivo, puede observarse

en el diagrama que las aguas más cercanas al edificio volcánico, correspondientes a las

lagunas Las Mellizas y arroyo Pucón Mahuida, son las que se encuentran más desplazadas

hacia las composiciones sulfatadas y que presentan los mayores valores de conductividad

(SC, ver Anexos Tablas B) de las Aguas de Deshielo. En el caso particular de las lagunas

Las Mellizas, debe considerarse que se encuentran sobra la zona de mayor flujo térmico

(JICA, 1992; Mas et al, 2005), con los pozos geotérmicos COP-1 y COP-3 a sus orillas,

que podrían influir en su composición. En este sentido, como se mencionó arriba, las aguas

correspondientes a la laguna y el río Hualcupén se encuentran más aisladas con respecto al

edificio volcánico y el reservorio geotérmico, y de esta manera menos expuesto al contacto


176

con cenizas o aportes de origen hidrotermal, y por este motivo se encuentran fuera del

grupo (4) de composiciones intermedias debido a que solo tienen aporte de CO2 de origen

atmosférico, que les otorga el carácter bicarbonatado.

Es importante destacar, que los distintos tipos de aportes que controlan las

composiciones de las Aguas de Deshielo son despreciables para los altos valores de las

aguas ácidas, pero claramente significativos para las de deshielo.

Figura 6.03- Diagrama binario SO4-Cl para las aguas superficiales de la región, se indican los procesos de “dilución”, “adición de S” y “pérdida de Cl” que afectan a los distintos grupos de aguas. Referencias ver en fig. 6.01.

Por otro lado, las aguas neutras correspondientes al río Agrio inferior en la

localidad de Loncopué sí están controladas fuertemente por un proceso de mezcla. En este

caso los miembros extremos de la mezcla corresponderían a las aguas ácidas del grupo (1)

SO4-Cl del sistema Volcánico-Hidrológico y las aguas neutras de deshielo de los grupos

(3) y (4) representadas por el río Hualcupén y el río Trolope respectivamente, cuyas aguas

son tributarias al río Agrio inferior y diluyen al sistema ácido. Además, de esta forma se

favorecen los procesos de neutralización por interacción con fases sólidas silicáticas y

carbonáticas a mayores distancias de recorrido (ver mapa, fig. 2.06 y 7.01), esto es


177

consistente con los relativamente altos valores de conductividad de este punto con respecto

a otras aguas neutras (ver Anexos Tablas B).

El diagrama binario de la figura 6.03 permite observar con mayor detalle como los

distintos procesos, que controlan la composición de los diferentes grupos de aguas,

conducen a distintos valores en la relación SO4/Cl.

En el diagrama se puede reconocer a los dos grupos de aguas ácidas con tendencias

marcadamente diferenciadas: las aguas ácidas SO4-Cl del grupo (1) pertenecientes al

Sistema Volcánico-Hidrológico, se ubican siguiendo una línea de dilución con valores en

la relación SO4/Cl cercanos a la unidad que oscilan entre 1 y 9; mientras las aguas ácidas

SO4 del grupo (2) correspondientes a las Aguas Calentadas por Vapor de las áreas

geotermales, se agrupan con valores en la relación SO4/Cl claramente superiores de hasta

11120. Por otro lado, las aguas neutras de los grupos (3) y (4) presentan bajos valores en la

relación SO4/Cl de entre 3 y 12 pero con bajos contenidos de SO4 y Cl.

En el alineamiento de las aguas ácidas del grupo (1) se identifica claramente el

proceso de dilución que actúa a lo largo del Sistema Volcánico-Hidrológico, donde las

aguas que representan la cabecera del sistema (laguna Cratérica y Vertientes) presentan

además los mayores contenidos de SO4 y Cl de la región, que progresivamente disminuyen

hacia el río Agrio inferior manteniendo la relación. Estos altos contenidos aniónicos de las

aguas del volcán Copahue con valores de la relación SO4/Cl cercanos a la unidad, sugieren

que el ambiente volcánico-hidrotermal desarrollado en el interior del edificio actúa como

un condensador directo de los fluidos magmáticos profundos.

En el caso de las aguas ácidas sulfatadas del grupo (2), si bien presentan altos

valores en la relación SO4/Cl, los contenidos de SO4 de las Aguas Calentadas por Vapor de

las áreas geotermales en general no superan los del río Agrio, mientras que los contenidos

de Cl escasamente superan los de las aguas neutras. Este marcado empobrecimiento en Cl

es coherente con la presencia del potente acuífero profundo que representa el reservorio

geotérmico, que retiene los gases magmáticos profundos y en particular los más solubles

como el HCl, mientras que el enriquecimiento en SO4 se produciría por la separación

diferenciada del H2S desde las aguas hidrotermales por el proceso de ebullición en ascenso

y su posterior oxidación. En este sentido, también se puede observar a las aguas termales

neutras bicarbonatadas del grupo (3) ubicadas entre las Aguas de Deshielo del grupo (4), y

desplazadas horizontalmente en el contenido de SO4 con respecto a las aguas ácidas de la

misma área geotermal de Termas de Copahue (fig. 6.03). Esto es coherente con la hipótesis


178

de un origen meteórico común para estas aguas, que primero absorbe en sus aguas

meteóricas neutras el CO2 liberado desde el ambiente hidrotermal, para luego acidificarse y

enriquecerse en SO4 en la zona principal de ascenso de fluidos mediante la absorción de

los gases de H2S separados por ebullición.

Figura 6.04 - Diagrama ternario F-SO4/Cl-NH4 para las aguas superficiales de la region. Se indican los campos de “dominio hidrotremal” y “aportes de gases volcánicos”, y se señalan los procesos de “adición de F-“, “pérdida de Cl- y F-“ y “adición de NH4

+ “. Referencias ver en fig. 6.01.

La relación SO4/Cl ha resultado un eficiente parámetro para discriminar entre los

diferentes grupos de aguas termales ácidas y neutras que se encuentran en la región, e

inferir los procesos que podrían estar controlando su composición. La revisión detallada de

este parámetro con respecto a especies diagnóstico de sistemas volcánicos como el fluoruro

(F-) y sistemas hidrotermales como el amonio (NH4+), según el diagrama de la figura 6.04,

nos permite definir el tipo de ambiente que controla dichas composiciones.

En el diagrama se separan claramente las muestras cuya composición es controlada

por el ambiente volcánico de aquellas controladas por el ambiente hidrotermal: las aguas

ácidas del grupo (1) pertenecientes al Sistema Volcánico-Hidrológico, que presentan

menores valores en la relación SO4/Cl, se encuentran agrupados hacia el extremo del F

señalando el fuerte control del sistema volcánico sobre la composición; mientras que las

aguas de los grupos (2) y (3) correspondientes a las Aguas Calentadas por Vapor,


179

presentan mayores valores en la relación SO4/Cl y se ubican en el eje opuesto indicando

mayores valores relativos de NH4 característicos de sistemas controlados por ambientes

hidrotermales. Cabe destacar, que el amonio aparece como el catión dominante en gran

parte de las aguas de las áreas geotermales en estudio, superando incluso al Na.

Como se mencionó anteriormente, el F- proviene de la disociación en aguas del HF,

que es un gas volcánico ácido de origen magmático directo. Las aguas del grupo (1)

aumentan sus contenidos de F hacia la cabecera del sistema en las aguas del edificio del

volcán (laguna Cratérica y Vertientes), lo que es coherente con la hipótesis de que estas

aguas actúan como un condensador directo de los gases volcánicos-magmáticos.

Por otro lado, los compuestos reactivos de N más importantes en ambientes

naturales (NO3-, NO2

- y NH4+) tienen su origen en la descomposición de materia orgánica.

Particularmente en ambientes hidrotermales, las condiciones reductoras imperantes tienden

a reducir las especies de Nitrógeno oxidadas (NO3-, NO2

-) que pudieran existir a amonio

(NH4+) según reacciones como por ejemplo (Stetter, 2005):

4 H2 + HNO3 NH4++ OH- + 2 H2O [6.3]

Reacciones de reducción de nitrato (NO3-) a amonio como la [6.3] se ven

favorecidas principalmente por la presencia de H2 molecular que actúa como un importante

dador de electrones, sin embargo otras especies como el Sº, y sulfuros en especial de hierro

conducen a los mismos resultados (Drobner et al., 1990, Brandes et al., 2008). Todas estas

especies son características de sistemas geotermales con estrecha relación magmática, por

lo tanto la disponibilidad de materia orgánica sepultada favorecerá la formación de

importantes valores de NH4 que es fácilmente transportado en fase vapor. Por tal motivo, el

enriquecimiento en NH4 en las Aguas Calentadas por Vapor de las áreas geotermales, con

respecto a las aguas del Sistema Volcánico-Hidrológico, indica una importante presencia

de materia orgánica involucrada en la componente sedimentaria subsuperficial, y el fuerte

control reductor – hidrotermal en la zona de generación de estas especies, vinculado a los

altos valores de H2 e hidrocarburos livianos identificados para las muestras gaseosas de las

mismas áreas (ver capítulo 5).

El enriquecimiento de las Aguas Calentadas por Vapor en SO4 y NH4 provenientes

de especies transportadas en fase vapor, y el empobrecimiento en F y Cl altamente solubles

en fase acuosa, es coherente con la hipótesis del proceso de ebullición en ascenso, que


180

separa las especies más volátiles que alimentan la composición de las aguas someras en las

áreas geotermales, de aquellas altamente solubles que quedan retenidas en la fase líquida

en el sistema hidrotermal profundo.

El desplazamiento de las aguas pertenecientes al lago Caviahue hacia valores

relativamente enriquecidos en NH4 , estaría relacionada con los compuestos de nitrógeno

aportados por materia orgánica acumulada en el lago y su posterior reducción, favorecida

por los contenidos de S y la presencia de sulfuros de Fe en la zona anóxica (Gammons et

al., 2005).

Figura 6.05 - Diagrama ternario Mg-Ca-Na+K para las aguas superficiales de la región. Se señala procesos de “adición de Mg“. Referencias ver en fig. 6.01.

En el diagrama ternario de la figura 6.05 se puede observar la distribución de los

elementos formadores de roca (EFR) alcalinos y alcalino-térreos en los distintos tipos de

aguas.

Como ya se ha mencionado anteriormente, la mayor parte de los cationes que

enriquecen la fase líquida provienen de la roca hospedante y circundante a los fluidos

hidrotermales. Estas especies son liberadas mediante los procesos de interacción fluido-


181

roca, y una vez que son incorporadas a la fase líquida algunas permanecerán en ese estado

y otras precipitarán según se vayan modificando las condiciones del ambiente. Por lo tanto,

las concentraciones en aguas dependerán de la naturaleza de las rocas presentes y la

composición mineralógica primaria y secundaria asociadas.

En el diagrama de la figura 6.05 se pueden identificar dos características

composicionales diferenciadas. Las Aguas Calentadas por Vapor pertenecientes a las áreas

geotermales, se encuentran mayormente ubicadas contra el eje Ca-(Na+K) con una amplia

dispersión entre ambos extremos, con excepción de las aguas pertenecientes a las áreas de

Chancho-Co y Anfiteatro. Por otro lado, las aguas pertenecientes al Sistema Volcánico-

Hidrológico se ubican en el centro del diagrama, donde también se encuentran todas las

muestras pertenecientes a las áreas de Chancho-Co y Anfiteatro, indicando proporciones

similares entre los tres miembros extremos y por lo tanto un enriquecimiento en Mg con

respecto a las anteriores. Se destacan, que la mayor parte de las muestras pertenecientes a

la laguna Cratérica se ubican en la intersección entre ambos grupos. Las Aguas de

Deshielo se dispersan indistintamente entre los grupos señalados.

El desplazamiento de las composiciones catiónicas de las Aguas Calentadas por

Vapor hacia el eje Ca-(Na+K), responde a la alteración y lixiviación de las rocas del

entorno. Estas corresponden a andesitas y basandesitas de composición calcoalcalina

enriquecidas en potasio, con una mineralogía caracterizada por plagioclasa, olivina y

piroxeno (Mas et al., 1996; Vallés et al., 2004; Varekamp et al., 2006). El proceso de

interacción agua-roca es controlado por la alteración ácido sulfática dominante, que da

como resultado una mineralogía secundaria en la que predominan K y Ca, siendo la alunita

el mineral diagnóstico de este proceso. De esta manera, el enriquecimiento de estas aguas

en K y Ca se debe a que una vez liberados de la roca primaria quedan dentro del sistema,

precipitando como los minerales secundarios presentes característicos de este ambiente:

alunita [(K,Na)Al3(SO4)2(OH)], anhidrita y yeso [CaSO4/.2H2O] y jarosita

[(K,Na)Fe3(SO4)2(OH)] entre los más importantes.

Según Vallés et al (2004), la composición de los fangos que se encuentran en las

manifestaciones (productos directos de la alteración) se encuentra dominada por alunita de

la variedad K96Na4, acompañado por caolinitas y esmectitas y sílice residual (en sus formas

cristobalita, cuarzo y ópalo). Esto indica que el sistema favorece la retención del K por

sobre el Na que se pierde por lavado, relacionado con su mayor movilidad y persistencia a

permanecer en la fase líquida. Alejándose de las manifestaciones, donde la acidez


182

disminuye, se hacen más importantes los minerales secundarios jarosita (también en su

variedad potásica por sobre el Na), hematita y yeso y/o anhidrita (Mas et al., 1996),

favoreciendo la retención de Ca. De acuerdo con el arreglo mineral presente, las reacciones

que darían lugar a la formación de estas asociaciones podrían representarse mediante las

reacciones genéricas propuestas por Giggenbach (1997), para ambientes con pH menor a 3

y más cercanos a la neutralidad (reacciones [3.8] y [3.9], respectivamente) según se

plantearon en el marco teórico (ver capítulo 3).

Por otro lado, el Mg liberado de la roca por ataque ácido a olivinas y piroxenos no

precipita formando minerales secundarios en las condiciones de acidez y temperatura de

estos ambientes (Varekamp et al., 2009). Por este motivo no se han reconocido minerales

secundarios portadores de Mg en las áreas geotermales, debido a que permanece en

solución y se pierde por lavado. De esta manera, el permanente lixiviado al que estas rocas

han estado expuestas, ha llevado al empobrecimiento gradual en Mg en las áreas

geotermales, que se transmite a la fase líquida y se reconoce en la composición de las

Aguas Calentadas por Vapor.

En el caso de las aguas del Sistema Volcánico-Hidrológico, las composiciones

intermedias entre los tres miembros extremos del diagrama de la figura 6.05 responde a la

ataque ácido y lixiviado de la roca basandesítica que conforma el edificio volcánico,

compuesta principalmente por los minerales primarios olivina, clinopiroxenos y

plagioclasa (Delpino y Bermúdez, 2002; Varekamp et al, 2006). De esta forma, los

cationes alcalinos y alcalino-térreos son liberados proporcionalmente de la roca

involucrada en el ambiente volcánico-hidrotermal desarrollado en el interior del edificio

del volcán Copahue, y esa composición relativa es transmitida al resto del sistema aguas

abajo. El enriquecimiento relativo en Mg de estas aguas con respecto a las Aguas

Calentadas por Vapor responde a dos cuestiones: 1) las rocas del edificio volcánico

presentan mayores contenidos de minerales máficos portadores de Mg (olivina y

clinopiroxeno), y 2) las rocas del edificio son periódicamente rejuvenecidas por procesos

intrusivos y eventos eruptivos que alimentan el sistema volcánico-hidrotermal. Estas dos

situaciones evitan, en el edificio volcánico, el empobrecimiento relativo que afecta las

rocas lixiviadas de las áreas geotermales y las aguas de sus manifestaciones.

El desplazamiento relativo de las muestras correspondientes a la laguna Cratérica

con respecto a las Vertientes, hacia la intersección entre ambos grupos, podría estar

relacionado a la circulación limitada dentro del cráter de las aguas. De esta forma, las rocas


183

del cráter que están en contacto permanente con las aguas ácidas acusan un rápido

empobrecimiento en Mg entre un evento eruptivo y otro, que es lavado por dilución e

infiltración. Esto sugiere que el Mg podría ser un buen indicador de rejuvenecimiento del

sistema, y por lo tanto indicador de inyección de magma fresco hacia ambientes someros-

superficiales. Por este motivo, las concentraciones de Mg con respecto a otras especies

como el Cl (relación Mg/Cl), son parámetros considerados en los trabajos de monitoreo

geoquímico de volcanes activos (Christenson y Wood, 1993; Giggenbach, 1997; Delmelle

y Bernard, 2000; Kempter y Rowe, 2000). Esto último se analiza con mayor detalle en el

capítulo 7.

La composición de las Aguas Calentadas por Vapor del área geotermal Chancho-

Co presenta contenidos relativos intermedios, ubicándose en el diagrama (fig. 6.05) entre

las aguas del Sistema Volcánico-Hidrológico. En este caso particular, esto respondería a

que las manifestaciones se encuentran sobre el flanco Norte del edificio volcánico, y por lo

tanto las rocas a partir de las cuales se producen los procesos de lixiviación presentan gran

similitud con las involucradas en el ambiente volcánico-hidrotermal del interior del

edificio. Además, no debería descartarse la posibilidad de que esta área pudiera estar

alimentada por fluidos profundos similares a los que alimentan el conducto principal del

volcán. En este caso, es importante considerar que en el edificio volcánico la alteración

ácida domina la interacción fluido-roca desde niveles profundos, ya que el rápido ascenso

de los fluidos impide la reducción de los mismos manteniendo las condiciones oxidantes

originales y por lo tanto la acidez; a diferencia de las áreas geotermales donde los fluidos

reducidos comienzan con la alteración ácida solo cuando se oxidan en ambientes someros.

De esta manera, teniendo en cuenta la falla profunda (N55°O) que controla el valle de

Chancho-Co y los altos flujos térmicos al norte del edificio (JICA, 1992; Mas et al., 2000),

y los lineamiento que controlan los derrames de lava fisurales sobre el mismo flanco norte

del volcán (fig. 2.06), es posible considerar alguna conexión con el sistema profundo que

alimenta el conducto volcánico. Esta hipótesis es coherente con los mayores valores en la

relación H2S/CO2 y los menores valores en la relación 3He/4He en las manifestaciones

gaseosas de esta área con respecto al resto de las áreas geotermales, que indican un mayor

flujo ácido y un mayor proceso de interacción y asimilación cortical (ver Capítulo 5).


184

6.2.2.- Análisis de la composición isotópica de las aguas superficiales

Para el análisis de la composición isotópica de las aguas es importante considerar

que no existe correlación entre la composición isotópica de las aguas meteóricas de

precipitación y recarga con el efecto altitud. Panarello et al (1988) atribuye esta situación a

que la precipitación es fundamentalmente nival, y genera una incertidumbre importante

con respecto a la zona de captación. Además, el origen en el océano Pacífico produce la

mayor precipitación en el lado chileno de la Cordillera de los Andes, generando en el

remanente un empobrecimiento isotópico de las masas de vapor que avanzan hacia el este

con el descenso de la altitud.

De esta manera, los procesos que controlan la composición isotópica de las aguas

de la región involucran evaporación, interacción agua-roca y mezcla entre componentes

meteóricas y magmáticas en distintos grados para los diferentes sistemas, en acuerdo con

lo planteado por Panarello (1988 y 2002), Varekamp et al (2004) y Caselli et al (2006). La

influencia de los distintos procesos en los distintos tipos de aguas se identifican a partir de

los diagramas binarios de las figuras 6.06 y 6.07.

En el diagrama binario δ18O - δ2H de la figura 6.06 se indican como referencias la

Recta de Aguas Meteóricas (RAM) promedio mundial, definida por Craig (1961) según la

ecuación:

δ2H ‰ = 8 * δ18O ‰ + 10 ‰ [6.4]

y el campo que corresponde a las aguas magmáticas tipo andesíticas (Aguas Andesíticas)

definido por Tarán et al (1989) y Giggenbach (1992) con valores de δ2H y δ18O de −20‰

±10 y +10 ± 3‰ respectivamente.

Las aguas evolucionan en su composición isotópica, siguiendo distintos

procesos, a partir de la intersección con la RAM que define los valores estimados de la

composición de las aguas meteóricas de recarga. De acuerdo con esto se puede determinar

un valor aproximado para la región de δ2H de −85‰ ± 5 y δ18O de −12‰ ± 1, muy similar

al definido por Panarello (2002) de δ2H de −80‰ ± 5 y δ18O de −11,2‰ ± 0,5.

En el diagrama de la figura 6.06 se observa que la zona de intersección se encuentra

dominada principalmente por las Aguas de Deshielo y las aguas bicarbonatadas neutras de

las Termas de Copahue. Esto es consistente con los bajos valores de Cl y δ18O que se

observan en la figura 6.07, donde definen el intervalo correspondiente al dominio de las


185

aguas meteóricas de la región. En el caso de las Aguas de Deshielo es coherente con el

origen a partir de precipitaciones y en especial nieve fundida. Para el caso de las aguas

bicarbonatadas neutras, la ubicación sobre la RAM junto con las Aguas de Deshielo es

consistente con la hipótesis de infiltración y descarga de aguas meteóricas en el flanco sur-

este de la depresión con cortos tiempo de residencia, sin alcanzar a entrar en contacto con

el flujo ácido ascendente principal, y por lo tanto sin que ningún proceso altere de manera

significativa su composición química e isotópica.

Figura 6.06 - Diagrama binario δ18O - δ2H para las aguas superficiales de la región. Se indican los campos de “Aguas Andesíticas”, y se señalan líneas de tendencia correspondientes a la “Recta de Aguas Meteóricas“, “línea SVH”,“línea ACV“ y “Shift δ18O“. Referencias ver en fig. 6.01.

En el diagrama binario δ18O - δ2H de la figura 6.06, las aguas ácidas pertenecientes

al Sistema Volcánico-Hidrológico y las restantes Aguas Calentadas por Vapor de las áreas

geotermales, se ubican con una amplia dispersión entre las aguas neutras y el campo de

Aguas Andesíticas. De esta manera, si se analizan las muestras de ambos sistemas en

forma conjunta la correlación es baja y no permite diferenciar los procesos dominantes. Sin

embargo, analizando en forma independiente, las aguas del Sistema Volcánico-Hidrológico


186

se alinean con una muy buena correlación (coeficiente de correlación R2=0,9847) según la

línea SVH:

δ2H ‰ = 4,2 * δ18O ‰ - 38,6 ‰ [6.5]

De acuerdo con la ecuación de la línea SVH [6.5], se determinaron los distintos

grados de contribución magmática para las distintas muestras involucradas en la mezcla.

Para las muestras de la Laguna Cratérica se obtuvieron valores de 35 a 51 % de

contribución magmática, para las Vertientes valores entre 35 y 55 %, mientras que para las

muestras del río Agrio no se identificaron contribuciones magmáticas superiores a 8%.

Si esto se contrasta con el diagrama binario δ18O – Cl de la figura 6.07, se observa

que las muestras del SVH se ajustan muy bien a la línea de mezcla que une el dominio de

las aguas meteóricas con el campo de Aguas Andesíticas definido por Giggenbach (1992),

siguiendo un claro tren de dilución desde las aguas más enriquecidas del cráter y las

vertientes, hacia el río Agrio y lago Caviahue empobrecidas por dilución con los

tributarios. Esto indica que el proceso dominante que controla la composición isotópica del

SVH es el proceso de mezcla aguas meteóricas-magmáticas, cuya expresión sería la

ecuación de la línea SHV [6.5]. Sin embargo, se asume que existirían procesos

subordinados de evaporación e interacción agua-roca en las aguas del cráter y las

vertientes. Debido a los mayores porcentajes de contribución magmática en las vertientes y

a las características del sistema, se considera que los procesos secundarios de evaporación

y dilución afectan de forma más significativa la composición de las aguas del cráter que en

las vertientes debido a la mayor superficie de exposición, y por lo tanto las vertientes

serían más representativas del sistema hidrotermal que se desarrolla en el interior del

edificio volcánico.

Por otro lado, la mayor dispersión de las Aguas Calentadas por Vapor ácidas en el

diagrama δ18O - δ2H de la (fig. 6.06) sugiere una combinación de procesos actuantes que

no implican mezclas con aguas magmáticas. Esta dispersión logra su mejor ajuste cuando

se discriminan las muestras desplazadas hacia valores positivos de δ18O (shift δ18O), ya que

este desplazamiento indica un marcado enriquecimiento en δ18O favorecido por un proceso

alternativo. De esta manera, las Aguas Calentadas por Vapor se alinean en el mejor ajuste

(coeficiente de correlación R2=0,9319) según la línea ACV:

δ2H ‰ = 3,6 * δ18O ‰ - 43,7 ‰ [6.6]


187

Figura 6.07- Diagrama binario δ18O - Cl para las aguas superficiales de la región. Se indican los campos de “Aguas Andesíticas” y “dominio de aguas meteóricas”, y “línea de mezcla” entre los mencionados campos. Se señalan procesos de “evaporación” e “interacción agua-roca“. Referencias ver en fig. 6.01.

La línea ACV [6.6] es bastante similar a la línea SVH y por proyección podría

interpretarse como un proceso de mezcla con aguas magmáticas también, sin embargo

cuando se contrasta con el diagrama δ18O – Cl de la figura 6.07, se observa que las

muestras ACV no guardan ninguna relación con la línea de mezcla al campo de Aguas

Andesíticas. Todas las muestras ACV se encuentran empobrecidas en Cl, con valores en la

concentración de Cl en el orden del dominio de las aguas meteóricas, en forma coherente

con lo observado en la figura 6.02. Esto indica que la composición isotópica de las ACV

estaría controlada fundamentalmente por procesos de evaporación, y que el mayor

desplazamiento en δ18O en algunas muestras de las áreas geotermales de Chancho-Co, Las

Máquinas y Termas de Copahue sugiere un enriquecimiento por procesos asociados de

interacción agua-roca.

CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO

188

ツAパÍフブネバジ.

SEGUIMIENTO DEL SISTEMA

VOLCANICO

テワユロヱンユヴユワヵユヤモヱíヵヶロヰヴユュユヵモロロモユロヵンモャモルヰュユヴユヨヶリヮリユワヵヰンユモロリコ゚モュヰユワ

ロモヴモヨヶモヴュユロピプド, ヤヰワロモリワヵユワヤリóワュユモヱヰンヵモンリワョヰンヮモヤリóワヱモンモ

ュユヵユンヮリワモンヶワヱモヵンóワュユヤヰヮヱヰンヵモヮリユワヵヰ, ヲヶユヱヶユュモヴユンヶヵリロリコ゚ado como

ロíワユモュユャモヴユヱモンモロモモヱロリヤモヤリóワユワョヶヵヶンヰヴヵンモャモルヰヴュユヮヰワリヵヰンユヰ

ヨユヰヲヶíヮリヤヰュユロカ゚ヰロヤáワツヰヱモラヶユ.


189

De acuerdo con lo obtenido a partir del tratamiento de la composición química e

isotópica de los fluidos, tanto en fase líquida como gaseosa, de los distintos ambientes con

manifestaciones fluidas del Complejo Volcánico Copahue-Caviahue, se identifica a las aguas

pertenecientes al Sistema Volcánico-Hidrológico como la fuente más efectiva para la

realización de un trabajo de seguimiento geoquímico de la actividad del volcán Copahue. Las

aguas del SVH son la expresión superficial del ambiente volcánico hidrotermal que se

desarrolla por debajo del cráter, en el interior del edificio. En función de las características

determinadas, especialmente en las aguas del cráter y las vertientes, se reconoce que este

ambiente volcánico hidrotermal subcratérico es un condensador directo de la permanente

emisión de fluidos provenientes del ambiente magmático que alimenta la actividad del volcán

Copahue. De esta manera, las variaciones que pudieran producirse por perturbaciones del

ambiente magmático alimentador, son registradas por el ambiente volcánico hidrotermal

subcratérico y directamente transmitidas a las aguas en superficie.

Contrariamente, el resto de las manifestaciones fluidas de la región, particularmente

las ACV y las emisiones gaseosas de las áreas geotermales, son mucho menos sensibles a

registrar variaciones del sistema magmático, debido al potente ambiente hidrotermal que

involucra acuíferos y el reservorio geotérmico por debajo de las mencionadas áreas, que actúa

como un efectivo filtro para las señales de variaciones en el ambiente magmático,

aumentando el tiempo de residencia y circulación de los fluidos profundos y exponiéndolos a

mayores procesos y modificaciones que enmascaran la composición original. Como se

observara en el tratamiento que se realizó a la composición de la fase gaseosa, solo la relación

entre los gases no reactivos e inertes como el N2 y el He (y sus isótopos) respectivamente,

mostró importantes variaciones que podrían resultar efectivas para registrar perturbaciones del

sistema magmático (ver capítulo 5), seguramente favorecidas por las características de baja o

nula reactividad y solubilidad de estas especies. Sin embargo, el tiempo y costo que

involucran las técnicas y metodologías de toma de muestras y fundamentalmente de análisis

de estas especies (ver capítulo 4), hace que sea poco factible considerarlas para un trabajo de

seguimiento y monitoreo que implica la obtención del dato con significativa frecuencia y

rapidez.

En este último sentido, las aguas del SVH además de ser más sensibles a las

variaciones de origen profundo, también son mas adecuadas para el seguimiento y posterior

aplicación a trabajos de monitoreo debido a la mayor factibilidad para la obtención de una alta

frecuencia de muestreo y la obtención del dato con rapidez. Como se mencionó anteriormente,


190

las aguas del SVH son más sensibles a los cambios en las características del flujo alimentador

del volcán, en respuesta a perturbaciones del ambiente magmático, que se reconocen a partir

de las variaciones en las características fisicoquímicas de las aguas superficiales del edificio

volcánico, y que son efectivamente trasladadas al río Agrio a través de las vertientes.

Asimismo, el río Agrio superior a su paso por la localidad de Caviahue (menos de 1000

metros del centro de la localidad) ha realizado un trayecto relativamente corto desde su

nacimiento en las vertientes ácidas del volcán (8 km aproximadamente), es fácilmente

accesible durante todo el año (incluso en invierno) y sus aguas acarrean información

composicional desde el volcán que solo ha sido diluida sin modificaciones significativas (ver

capítulo 6). De esta manera, se pueden obtener muestras de aguas con la frecuencia que se

considere necesaria, y obtener composiciones provenientes del edificio volcánico a partir de

las principales especies (mayoritarias) con relativa rapidez.

De acuerdo con lo planteado, en el presente capítulo se detalla el trabajo de

seguimiento realizado en las aguas del SVH, con la intención de aportar información para

determinar un patrón de comportamiento, que pueda ser utilizado como línea de base para la

aplicación en futuros trabajos de monitoreo geoquímico del volcán Copahue, contribuyendo

así con información que requiere una comunidad para la seguridad de una población que vive

en las inmediaciones de un volcán activo.

7.1 - Evolución de la composición de las aguas a lo largo del SVH

El Sistema Volcánico-Hidrológico del volcán Copahue, como se definió

anteriormente, se encuentra constituido por la laguna cratérica, las vertientes ácidas que

emanan del flanco este del volcán, el río Agrio superior que se forma a partir de la

confluencia de las vertientes ácidas y desemboca en el lago Caviahue, y el río Agrio inferior

que es el único efluente del lago Caviahue (fig 7.01).

La laguna cratérica se encuentra alojada en el interior del actual cráter activo del

edificio volcánico, ubicado en el extremo este de la cima del mismo. Las aguas de la laguna

corresponden a una salmuera hiperácida, con valores de pH menores a 1, salinidad cercana a

los 50000 mg/l y temperaturas que varían habitualmente entre 21º y 54º C, mientras la

temperatura ambiente media anual es de -2° C aproximadamente. Las altas temperaturas con

respecto a la media ambiental, junto con los altos valores de salinidad y acidez, indican que la

laguna del cráter se encuentra permanentemente alimentada por un flujo ácido de alta


191

temperatura. Como se observó en el análisis y caracterización de las aguas (ver capítulo 6),

este flujo ácido proviene del ambiente volcánico-hidrotermal que se desarrolla en el interior

del edificio volcánico, y la conexión se produciría a través de un sistema de fracturas que

probablemente se encuentre en la línea del conducto principal que conecta el sistema

volcánico hidrotermal somero con el sistema magmático profundo. Sin embargo, la

alimentación proveniente del ambiente volcánico hidrotermal se ve fuertemente modificada

en la laguna cratérica, tanto por el aporte de aguas de origen meteórico (precipitaciones más

fusión del glaciar que cubre la cima) como por procesos de evaporación, como consecuencia

de la alta superficie de exposición al medio ambiente.

Figura 7.01 - Recorrido del Sistema Volcánico – Hidrológico y tributarios. Se indican los puntos de muestreo.

Por otro lado, las vertientes que emanan del flanco este del edificio volcánico, también

presentan aguas con muy alta acidez y salinidad, pero con temperaturas de emisión que

superan los 80° C. Del mismo modo, en el análisis y caracterización de las aguas (ver capítulo


192

6), éstas aguas también se definieron como provenientes del ambiente volcánico hidrotermal

desarrollado en el interior del edificio volcánico. Sin embargo, al estar menos expuestas al

aporte de aguas meteóricas y procesos de evaporación, su composición en el punto de emisión

sería más representativa del ambiente volcánico hidrotermal, y por lo tanto no deben ser

consideradas como una simple pérdida-desagüe de la laguna cratérica.

Aguas abajo, las vertientes convergen para formar las nacientes del río Agrio

(superior) que a 12 km de su origen ingresa en el lago Caviahue. El único efluente del lago

Caviahue es el río Agrio (inferior), que luego de 250 km descarga sus aguas en el río

Neuquén.

El río Agrio superior, desde su fuente hasta el ingreso al lago Caviahue, muestra un

importante descenso en la salinidad (conductividad eléctrica SC, de 284 a 1,05 mS/cm),

debido al ingreso de varios tributarios menores provenientes de aguas de deshielo y la

descarga freática, mientras que el incremento de pH va solo desde 1,5 a 2,7. Un ejemplo

significativo de las características de los cursos tributarios que aportan al río Agrio superior es

el arroyo Pucón Mahuida (pH=6,3 y SC=0,03 mS/cm).

El lago Caviahue, presenta rasgos físicos y químicos homogéneos (pH=3,1 y SC=1,06

mS/cm) incluso a diferentes profundidades (Tassi et al., 2007). El lago recibe además cursos

provenientes de aguas de deshielo, como por ejemplo el río Dulce (pH=6,7 y SC=0,01

mS/cm), sin embargo cabe destacar que el lago forma parte del sistema sin modificar de una

manera significativa la tendencia de aumento del pH y disminución de la conductividad.

El río Agrio inferior es progresivamente diluido desde su salida del lago Caviahue

(SC=1,05 mS/cm) por sus principales tributarios, los ríos Trolope, Ñorquín y Hualcupen,

aunque sus valores de pH se mantienen constantes (3,48 a 3,74) hasta la confluencia con el río

Ñorquin, aproximadamente 40 km aguas abajo del lago Caviahue. A partir de este punto el pH

comienza a aumentar en forma mucho más sensible y en la localidad de Loncopué presenta un

valor de 6,72.


193

Punto de muestreo Localidad T°C pH SC (mS/cm)

Cr (*) Laguna del Cráter – vn. Copahue 39 1.68 9.5

V (*) Vertientes (V1 y V2) 20 2.3 21.2

1 Río Agrio - Cascada Estación Ski 3.8 1.97 12.64

2 Río Agrio - Estación Ski 3.7 2.30 7.28

3 Río Agrio - confluencia Pucón 5.8 2.42 4.56

PM arroyo Pucón Mahuida (tributario) 4.7 6.27 0.03

4 Río Agrio - Estación Sísmica 2.7 2.56 2.70

5 Río Agrio - puente Caviahue 4.2 2.52 2.43

6 Río Agrio - ingreso a lago Caviahue 4.0 2.72 1.97

LM (*) Lagunas Las Mellizas 1 6.1 0.29

RD Río Dulce (tributario) 4.0 6.65 0.01

7 Lago Caviahue - costa oeste 9.3 3.11 1.17

8 Lago Caviahue - costa sureste 10.1 3.25 0.93

9 Lago Caviahue - costa norte 6.5 3.03 1.06

10 Río Agrio Puente noreste 10.2 3.12 1.05

RT Río Trolope (tributario) 11.0 6.20 0.03

11 Río Agrio - Salto del Agrio 12.0 3.48 0.38

12 Río Agrio Puerta de Trolope 12.6 3.63 0.33

13 Río Agrio - confluencia río Ñorquín 12.8 3.74 0.24

RH Río Hualcupén (tributario) 11.5 7.02 0.01

14 Río Agrio - localidad de Loncopué 14.2 6.72 0.11

Tabla 7.1 - Sitios de muestreo y parámetros medidos “in situ” (Temperatura (TºC), pH y Conductividad (SC en mS/cm) en el río Agrio desde sus nacientes hasta la localidad de Loncopué. El muestreo fue realizado durante una jornada en el término de 5 horas y corresponde al set de muestras de noviembre de 2006, excepto los indicados (*) ver Anexos Tablas B.


194

En la tabla 7.1 se muestran los valores correspondientes a la evolución del pH y

conductividad eléctrica (SC) del río Agrio desde sus nacientes hasta la localidad de Loncopué.

En la figura 7.02, se observa claramente la disminución de la conductividad (SC) y el

aumento del pH a lo largo del recorrido del río hasta la localidad de Loncopué donde presenta

valores cercanos a 7.

0

2

4

6

8

10

12

0

2

4

6

8

10

12

14

0 3 6 9 12 15

pH

Con

duct

ivid

ad (

mS

/cm

2 )

Puntos de Muestreo

Río Agrio - Lago Caviahue

Cond.

pH

Figura 7.02 - Variación de la Conductividad y el pH en el recorrido del sistema Río Agrio – Lago Caviahue hasta la localidad de Loncopué. Ver Puntos de Muestreo en Tabla 7.1.

Si bien el caudal de agua aportado por los tributarios al sistema es muy alto

comparado con el del río Agrio, su efecto de dilución sólo se puede apreciar de manera

significativa en el marcado descenso en la conductividad en el primer tramo del río (Río

Agrio superior). Mientras que el pH (<3) se ve afectado de manera mucho menos

pronunciada. De la misma forma, el río Agrio inferior mantiene su pH por debajo de 4 desde

que nace en el Lago Caviahue, hasta la zona ubicada entre la confluencia con el río Ñorquín y

la localidad de Loncopué donde alcanza valores cercanos a 7.

Es destacable la persistencia de los valores de pH relativamente bajos del río Agrio

(superior e inferior) a lo largo de decenas de km aguas abajo, aún cuando la salinidad

desciende en casi 4 ordenes de magnitud. Esto se debe a la muy baja alcalinidad y los muy

bajos contenidos de sólidos disueltos de los principales tributarios, impidiendo una eficiente

acción neutralizadora (Tassi et al., 2007). Luego del aporte del río Ñorquín el efecto de


195

dilución es suficientemente significativo, y de esta forma se favorecen los procesos de

neutralización por interacción con fases sólidas silicáticas y carbonáticas del material en

suspensión y el sustrato rocoso, esto está vinculado con los valores relativamente altos de

conductividad (SC=0,11 mS/cm) del río Agrio en la localidad de Loncopué con respecto a las

aguas neutras pertenecientes a los tributarios del sistema (Tabla 7.1).

7.2- Variaciones temporales de la composición de las aguas del sistema

A partir del año 2003 el grupo de investigación GESVA comienza a trabajar en el

estudio y seguimiento del volcán Copahue, inicialmente en las disciplinas de sismología

volcánica y geoquímica de fluidos y luego incorporando estudios de deformación (Caselli et

al., 2005; Agusto et al., 2007; Bengoa et al., 2008; Velez et al., 2010). De esta forma, desde

el punto de vista hidrogeoquímico se llevó a cabo un muestreo sistemático de las aguas del

sistema desde noviembre del 2003, siendo el río Agrio superior (en el punto “puente

Caviahue”, figura 7.01) el sitio con mayor frecuencia de muestreo debido a su accesibilidad y

estrecha relación con las aguas provenientes del edificio volcánico.

El río Agrio es el miembro más sensible del SVH a los cambios estacionales por su

mayor vinculación con las tasas de precipitaciones, mientras que las vertientes y el cráter

presentan características mucho menos dependientes de la estacionalidad, con temperaturas de

hasta 80 y 50 ºC respectivamente. Sin embargo, a mediados del 2004 se registró una anomalía

térmica (AT) en la laguna del cráter.

En mayo del 2004 el agua de la laguna del cráter había registrado temperaturas de

13,5º C, cuando su valor habitual se encuentra por encima de los 30ºC. La misma se

presentaba de color gris verdoso y turbio, con aureolas de azufre en la superficie. En julio del

mismo año, la laguna se congeló (80% de la superficie) y tomó un color turquesa, hecho que

ocurrió por primera vez según los pobladores de Caviahue. Al mes siguiente, el lago estaba

congelado en un 40% de su superficie y nuevamente presentaba su color gris verdoso

habitual, con manchas amarillas de azufre. Hacia fines del mismo año el cráter recuperó su

aspecto habitual, y para el año siguiente (2005) ya presentaba los valores de temperatura

habituales que hasta hoy se mantienen (fig. 7.03). Simultáneamente, durante este período de

anomalía térmica (AT) en la laguna del cráter, las vertientes mantuvieron temperaturas

relativamente altas sin acusar el marcado descenso de temperatura del cráter del edificio

volcánico.


196

Figura 7.03 - Fotos del cráter activo del volcán Copahue, donde se observa la evolución de la laguna cratérica durante los años 2004-2005 que involucra el periodo AT (mayo-agosto 2004).

El enfriamiento de la laguna cratérica no estuvo relacionado con condiciones

ambientales, ya que las condiciones climáticas de la zona durante el periodo de AT se

mantuvieron dentro de los valores habituales para la época y la región (AICRNLN, 2007,

Anexos Tabla C). Sin embargo, se puede considerar que la ocurrencia de la AT dentro del

periodo invernal habría favorecido el congelamiento en la parte superficial de la laguna por la

exposición a las temperaturas menores a 0° C del invierno cordillerano.

Este descenso de la temperatura de las aguas del cráter, indica que se habría producido

una disminución significativa parcial (o total?) del flujo térmico que alimenta la laguna

cratérica, señalando un comportamiento anómalo del sistema volcánico-hidrotermal que se

desarrolla en el interior del edificio volcánico.

En la figura 7.04 se puede observar a grandes rasgos, las variaciones composicionales

de las aguas de los distintos miembros del SVH más directamente involucrados con el edificio

volcánico (laguna Cratérica, Vertientes y río Agrio superior). En la figura se analizan las

variaciones de salinidad (mg/l) durante todo el periodo de muestreo, señalándose el intervalo

de AT . Se consideró a la salinidad como la sumatoria de los aniones y cationes mayoritarios

según la ecuación:

Salinidad (mg/l) = aniones (mg/l) + cationes (mg/l) [7.1]


197

donde los aniones mayoritarios considerados son SO42-, Cl- y F-; mientras que los cationes

mayoritarios considerados son alcalinos Na+ y K+, y alcalino térreos Ca2+ y Mg2+.

Figura 7.04 - Salinidad de las aguas de los distintos miembros que constituyen el SVH

En la figura 7.04 se puede reconocer para la Vertiente 1 (V1) y la laguna

cratérica (Cr ) los valores más bajos de salinidad antes y durante el intervalo AT ,

respectivamente, y posteriormente indicar una tendencia de ascenso. Contrariamente, la otra

vertiente (V2) presenta los mayores valores de salinidad de todo el periodo de muestreo

durante el intervalo AT . Esto sugiere que existiría una mayor asociación entre Cr y V1, y que

ambos se habrían afectado de manera más sensible a la disminución de flujo de alimentación.

El aumento simultaneo en la salinidad de V2, asociado a las altas temperaturas que

mantuvieron las vertientes en el intervalo AT , indica que no habría habido una caída del flujo

profundo que alimenta al sistema en general, ya que de ser así también se debería haber

acusado en V2. Es probable que los bajos valores en Cr y V1 se hayan debido a un descenso

en la permeabilidad en los conductos someros que alimenta estas manifestaciones (fig. 7.05).

Esta obstrucción parcial (o total?) de los conductos daría lugar a la disminución en el flujo de

ingreso que alimenta a la laguna cratérica y a la vertiente V1 (sin que necesariamente sean los

mismo), con los consecuentes bajos valores de salinidad y el descenso de la temperatura en la

laguna cratérica como consecuencia de la mayor exposición a las condiciones climáticas

0

2000

4000

6000

8000

10000

12000

14000

0

10000

20000

30000

40000

50000

60000

06/10/2003 01/08/2004 28/05/2005 24/03/200618/01/2007 14/11/2007 09/09/2008 06/07/2009

Sa

linid

ad

R A

gri

o (m

g/l)

Sa

linid

ad

Cr

-V

(m

g/l)

SVHCr

V 1

V 2

R. Agrio sup

aumento Cr y V1

etapa 1 - río Agrio etapa 2 - río Agrio

AT


198

imperantes en la zona. Por otro lado, los altos valores de salinidad en V2 indican que durante

el intervalo AT , el flujo de descarga volcánico-hidrotermal se habría canalizado a través del

sistema de fracturas que conforman el conducto que alimenta a V2.

Figura 7.05 - Esquema zonado del ambiente volcánico-hidrotermal que se desarrolla en el interior del edificio del volcán Copahue, que involucran las manifestaciones superficiales del Cráter y las Vertientes.

Con respecto al río Agrio, podemos identificar para una primera etapa del muestreo

una oscilación entre valores relativamente constantes, y una segunda etapa con valores de

salinidad marcadamente superiores en concordancia con los aumentos registrados en Cr y V1

(fig. 7.04). Esto indica que aunque ambas vertientes dan nacimiento y alimentan al río Agrio,

sus variaciones composicionales estarían controladas principalmente por V1. Cabe destacar

que durante la primera etapa el río Agrio presenta un patrón de comportamiento relativamente

constante alterado durante el intervalo AT .


199

Figura 7.06 – Variación de la salinidad, sumatoria de aniones y cationes (todos en mg/l), con respecto a la escala temporal para la laguna del cráter. Se señala período AT.

Si se observa en forma independiente las variaciones en la concentración de los grupos

iónicos, se puede identificar una excelente correlación entre las variaciones de salinidad y el

grupo de los aniones mientras que con el grupo de los cationes la correlación es ligeramente

menor (fig. 7.06, 7.07 y 7.08). Esta correlación diferenciada indica que el grupo aniónico

ejerce un control preponderante en la composición de las aguas con respecto al grupo

catiónico. Considerando el origen de los grupos iónicos, se puede señalar que la composición

del sistema es controlada de manera mucho más efectiva por el flujo de origen profundo

enriquecido en volátiles magmáticos (aniones) que por los productos de la interacción fluido-

roca en el conducto y ambiente volcánico-hidrotermal somero (cationes).


200

Figura 7.07 - Variación de la salinidad, sumatoria de aniones y cationes (todos en mg/l), con respecto

a la escala temporal para las vertientes. Se señala período AT.

Las diferencias de correlación entre los grupos iónicos y la salinidad pueden

reconocerse también en los distintos miembros del SVH para el intervalo AT . Esto es

particularmente notable en los casos V1 y río Agrio (fig. 7.07 y 7.08, respectivamente), donde

se puede observar que la variación de los cationes no ajusta con la de los aniones y salinidad

durante dicho intervalo.


201

Figura 7.08 - Variación de la salinidad, sumatoria de aniones y cationes (todos en mg/l), con

respecto a la escala temporal para el río Agrio. Se señala período AT.

En la figura 7.08 se puede identificar una buena correlación entre ambas especies

iónicas durante todo el periodo de seguimiento, con excepción del intervalo AT. Como se

señaló anteriormente, se pueden reconocer dos etapas con valores de salinidad marcadamente

distintos. Sin embargo, se destaca que en ambas etapas y durante todo el periodo, la curva de

variación temporal responde a un patrón de estacionalidad. Esto implica picos positivos de

salinidad durante el periodo seco (diciembre-abril), concentraciones en descenso durante el

periodo de mayores precipitaciones de nieve (abril-octubre) y picos negativos durante el

periodo de fusión del manto de nieve acumulado (octubre-diciembre). Durante la primera

etapa de seguimiento, las variaciones responden al patrón estacional con valores de salinidad

inferiores a 4000 mg/l; mientras que en la segunda etapa las variaciones también responden al

patrón estacional pero sin anomalías, con buena correlación incluso en cationes, y valores de

salinidad claramente mayores que superan los 9000 mg/l, en concordancia con los aumentos

registrados en Cr y V1 como se mencionó anteriormente.


202

El análisis de los grupos iónicos en relación con las especies de origen magmático

permite la identificación de variaciones filtrando los efectos de estacionalidad y dilución por

precipitaciones, además son considerados como indicadores de perturbaciones en el sistema

magmático y cambios en el proceso de interacción agua-roca (Giggenbach y Glover, 1975;

Rowe et al., 1992; Christenson y Wood, 1993; Delmelle y Bernard, 1994).

En la figura 7.09 (a) se identifica un pico negativo durante el intervalo AT para todos

los miembros del SVH, indicando un aumento relativo de SO4 con respecto al resto de los

aniones en las aguas de todo el sistema. Luego del intervalo se producen picos positivos y

posteriormente se estabiliza todo el sistema en valores de la relación que oscilan entre 1,3 y

1,4. Los picos positivos posteriores al intervalo indican un aumento relativo de los restantes

aniones significativos (Cl y F). Esta alternancia de picos señala que durante el momento de la

anomalía del sistema, se produce inicialmente un enriquecimiento SO4 y posteriormente en Cl

y F.

Figura 7.09 – Variaciones temporales en las relaciones (a) Anión/SO4 y (b) Catión/SO4 para los distintos miembros del SVH (Cr, V1 y V2, río Agrio). Se señala período AT.

a

b


203

El ordenamiento de enriquecimientos de las especies de origen magmático (aniones),

es coherente con el orden de desgasado de estas especies desde un fundido (fig. 3.01) como

así también desde un fluido desgasificado en ascenso (Martini, 1993; Giggenbach, 1996), y ha

sido identificado en otros ambientes volcánicos como un indicador de inyección de magma

fresco en el sistema (Martini, 1993, Stix y Gaonac`h, 2000). En este sentido, durante la última

y más importante erupción ocurrida en el volcán Copahue en el año 2000, se registro durante

el periodo eruptivo un aumento en la relación salinidad/Cl asociado fundamentalmente a un

marcado incremento en los valores relativos de SO4 respecto al Cl (Varekamp et al., 2009).

Con posterioridad al periodo eruptivo, los valores relativos tanto de Cl como F aumentan

paulatinamente con respecto al SO4, consistente con el tren de desgasado del nuevo magma

inyectado en el sistema. Sin embargo, durante el año 2004 la relación volvió a invertirse en

conjunto con un aumento de la salinidad.

De esta manera, se sugiere que el comportamiento anómalo del sistema durante el

intervalo AT , junto con el incremento en la concentración de SO4, habría estado asociado a

una perturbación del ambiente volcánico-hidrotermal somero alojado en el interior del edificio

volcánico, probablemente en respuesta al ascenso de un flujo de origen profundo,

consistentemente con lo observado en la composición de las aguas del periodo eruptivo del

año 2000.

En la figura 7.09 (b) se observan altos valores de la relación catión/SO4 previamente a

la anomalía y un marcado descenso durante el intervalo AT , tendiendo a estabilizarse hacia el

final del periodo de muestreo. Esto indica la existencia de una concentración relativamente

elevada de ERF disponibles en solución con respecto al SO4 antes de la anomalía, como

consecuencia del lixiviado de roca primaria, mientras que durante el intervalo AT se produce

un descenso relativo de estos valores como consecuencia del marcado aumento en SO4 para

este período. Este tipo de variaciones en estos sistemas están asociados a procesos de

saturación y precipitación de minerales secundarios, que involucran tanto al material lixiviado

como al proveniente desde ambientes profundos.

El arribo al ambiente hidrotermal somero de soluciones hiperconcentradas (salmueras)

y ácidas provenientes del ambiente profundo, favorecen el ataque y liberación de elementos

desde la roca primaria y la consecuente precipitación de especies minerales secundarias, de

acuerdo con las especies en solución disponibles y los cambios en las condiciones del

ambiente (presión, temperatura, pH, etc). Varekamp et al (2004) señala que el estado de

saturación de los fluidos del sistema se volvió mucho más complejo durante el periodo


204

eruptivo, con un mayor número de especies saturadas fundamentalmente de S y sílice. De

manera similar, se determinaron los índices de saturación de variedades de sílice, yeso y

azufre en las condiciones normales de la laguna cratérica (2005) y en las condiciones

anómalas de mayo y agosto de 2004. Para el período anómalo el cráter presentaba

sobresaturación en yeso, cuarzo, cristobalita y sílice amorfa, mientras que para cuando se

reestablecieron las condiciones normales en el 2005 solamente se evidenció saturación en

cuarzo y cristobalita (Fazio et al., 2008).

El aumento de S en el sistema junto con el incremento de las especies saturadas

durante el intervalo AT , permite suponer que la caída en el flujo de ingreso de alimentación a

la laguna, que llevó a los bajos valores de salinidad y enfriamiento del cráter, estarían

asociados a un descenso en la permeabilidad en la parte superior del sistema volcánico-

hidrotermal, como consecuencia del marcado aumento en la precipitación de fases minerales

secundarias en el sistema de microfracturas que conforman el conducto (fig. 7.05).

Este marcado aumento en las concentraciones de SO4 y en el estado de

sobresaturación del sistema, como se mencionó anteriormente, estaría asociado al arribo de un

flujo ácido hiperconcentrado de origen profundo al ambiente volcánico-hidrotermal somero,

de manera coherente con lo observado con el orden de desgasado identificado en la figura

7.09(a).

Durante la obturación de las microfracturas del sistema de alimentación, disminuiría el

efecto convectivo en la laguna cratérica evitando la homogenización térmica y composicional,

situación que tendería a generar una incipiente estratificación, con una parte inferior más

caliente (en contacto con el flujo hidrotermal) y una parte superior más fría (expuesta a las

bajas temperaturas ambientales). En condiciones de rigurosidad habituales del invierno

cordillerano, podría dar lugar a un congelamiento superficial como el señalado anteriormente

para el intervalo AT . Los efectos combinados de una menor remoción del material de fondo

por disminución del flujo, y la baja temperatura en la capa superior, resultan en un descenso

de solubilidad y material en suspensión (Delmelle y Bernard, 2000), evidenciado por los bajos

valores de salinidad registrados y las variaciones de color descriptas anteriormente para la

laguna cratérica en el intervalo AT .

La caída de la permeabilidad por obstrucción de microfracturas, resultaría en un

paulatino aumento de la presión, que alcanzando determinado valor produciría una

descompresión, liberando los conductos y reestableciendo las condiciones de desgasado. La


205

normalización del desgasado restablecería el mecanismo convectivo logrando nuevamente la

homogenización térmica y composicional, y de esta manera llevar a la laguna cratérica a su

aspecto habitual.

En este sentido, es posible considerar que este proceso de descenso de la

permeabilidad de la parte superior del sistema, por una obstrucción parcial o total del sistema

de fracturas (efecto sello), sea el que controle los eventos eruptivos freáticos del aparato

volcánico. Cuando la acumulación de presión del sistema volcánico-hidrotermal somero

alcanza determinado valor crítico, el proceso de descompresión se produciría de manera

violenta dando lugar a eventos eruptivos de tipo freáticos como los registrados durante la

década del 90.

Figura 7.10 - Dibujo del volcán Copahue durante la erupción de 1992, donde se muestra el desarrollo de un nuevo centro eruptivo (tomado de González Ferrán 1995).

Esta hipótesis es coherente con la composición del material piroclástico arrojado por el

volcán durante las erupciones freáticas de 1992 al 1995, cuyo material estaba compuesto

principalmente por S y sílice secundaria (Delpino y Bermúdez, 1993 y 1995). Además, la

explosión freática del año 1992 se produjo a través de un cráter menor generado fuera de los

límites del cráter activo principal que aloja a la laguna cratérica (González Ferrán, 1995),


206

señalando que el efecto sello en el sistema de microfracturas del conducto puede llegar a ser

lo suficientemente eficiente, como para que la liberación de presión se tenga que producir en

forma adyacente al conducto principal obturado.

Figura 7.11 - Variaciones temporales en las relaciones (a) Anión/Cl y (b) Catión/SO4 para los distintos miembros del SVH (Cr, V1 y V2, río Agrio). Se señala período AT.

La siguiente especie abundante de origen magmático después del SO4 es el Cl. La

observación detallada de las variaciones en las especies iónicas con respecto al Cl, muestra

valores relativamente estables de las relaciones aniones/Cl y cationes/Cl (fig. 7.11) para todos

los miembros del SVH, con excepción del intervalo AT que presenta pronunciados picos

positivos particularmente en las aguas correspondientes a las vertientes.

a

b


207

Los altos valores en la relación aniones/Cl durante el intervalo AT responden

fundamentalmente al importante aumento en las concentraciones de SO4 para el periodo de la

anomalía. Los bajos valores inmediatamente posteriores al intervalo están relacionados al

aumento en las concentraciones de Cl, de acuerdo con el tren de desgasado anteriormente

mencionado. Posteriormente, aunque los valores de salinidad aumentaron de manera notable

(fig. 7.04), la relación aniones/Cl se mantuvo relativamente constante con un leve y paulatino

aumento hacia el final del periodo de muestreo. Esto indica que el aumento de la salinidad

hacia el final del período se produce en forma proporcional entre estas especies; mientras que

durante el intervalo AT , el desproporcionado aumento en SO4 respecto a los restantes aniones

indica la participación de un flujo de origen profundo enriquecido en esta especie.

Por otro lado, los altos valores de la relación cationes/Cl durante el intervalo AT ,

indica la alta disponibilidad en solución de cationes (especies EFR) en las aguas del sistema,

como se ha mencionado anteriormente (fig. 7.06, 7.07 y 7.08) y consistente con la

sobresaturación mineral identificada para el sistema durante el periodo de la anomalía.

De esta forma, la variación de las especies iónicas con respecto al Cl durante el

intervalo AT , es consistente con la hipótesis del ingreso de fluidos de origen profundo en el

ambiente volcánico-hidrotermal somero y el aumento en la saturación mineral en el sistema

de fracturas que alimenta la parte superior del sistema.

Como se señaló anteriormente, el río Agrio es un sitio altamente indicado para la toma

de muestras en un trabajo de seguimiento y/o monitoreo, debido a su accesibilidad durante

todo el año (incluso el periodo invernal) y su estrecha relación con las aguas provenientes del

edificio volcánico. Por estos motivos, el río Agrio superior (en el sitio “puente Caviahue”,

figura 7.01) ha sido el miembro del SVH con mayor frecuencia de muestreo. Otro dato a

considerar es que el río Agrio es el miembro más sensible del SVH a los cambios estacionales

por su mayor exposición a los aportes de precipitaciones. La conducta estacional le confiere al

río Agrio un patrón de comportamiento predecible, a partir del cual observar rápidamente si se

produjera una variación significativa en el sistema volcánico que lo alimenta,

independientemente de las relaciones iónicas como se observó en las figuras (7.04 y 7.08), y a

partir de ello afinar la vigilancia en el edificio volcánico. Esta situación es particularmente

notable con la interferencia del intervalo AT en la etapa de comportamiento más regular del

río Agrio durante todo el periodo de muestreo.


208

0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

0

50

100

150

200

250

300

28/06/03 14/01/04 01/08/04 17/02/05 05/09/05 24/03/06 10/10/06 28/04/07

mg

/l K

Cat

ion

es m

g/l

Rio Agrio

Na

Ca

Mg

Al

Fe

K

AT

Figura 7.12 - Variaciones temporales en las concentraciones (mg/l) de los distintos cationes

para las aguas del río Agrio. Se señala período AT.

Realizando una observación en detalle de la variación en las concentraciones de las

especies catiónicas más importantes (EFR) en la figura 7.12, podemos identificar un

comportamiento general que se ajusta a un patrón marcadamente estacional. Sin embargo,

puede reconocerse un comportamiento anómalo para algunas especies justamente durante el

intervalo AT, donde se observa particularmente al K, Mg y Al modificando el patrón

estacional, con valores relativamente mayores a los esperados para la etapa del año de altas

precipitaciones (AICRNLN, 2007, Anexos Tabla C). El mismo comportamiento puede

reconocerse en la figura 7.13 para el patrón de variaciones composicionales de especies

minoritarias como el Mn y el B.


209

Figura 7.13 – Variaciones temporales en las concentraciones de Mn y B (microgramo/litro o ppb)

para las aguas del río Agrio. Se señala período AT.

Las concentraciones de Mg y Mn aumentan durante el intervalo AT, de la misma

forma que lo hicieran durante el periodo eruptivo del 2000. Los incrementos en los valores de

Mg y Mn estarían asociados y responderían a fluidos enriquecidos por la interacción con

ambientes magmáticos relativamente jóvenes ricos en olivinas y piroxenos, consistente con la

composición basáltica andesítica del edificio del volcán Copahue y en particular con el

material juvenil eyectado en la erupción del 2000, enriquecidos en máficos con altos

contenidos de olivinas clinopiroxenos y plagliocasa (Delpino y Bermúdez, 2002; Varekamp et

al., 2006).

Como se señaló anteriormente, no se producen precipitaciones de minerales

secundarios que contengan Mg en las condiciones de pH y temperatura que caracterizan a este

ambiente, por tal motivo se considera que las variaciones en la concentración de Mg reflejan

directamente cambios en el proceso de interacción agua-roca del sistema (Christenson y

Wood, 1993; Giggenbach, 1997; Arnórsson, 2000; Delmelle y Bernard, 2000).

En base a estudios con isótopos de Pb, Varekamp et al. (2006) determina que la

interacción agua-roca de los fluidos del volcán Copahue se produce con un protolito de las

características composicionales de los últimos estadios del volcán, que involucra tanto a las

AT


210

rocas del edificio como al ambiente magmático que actualmente lo alimenta, excluyendo a las

antiguas rocas de la caldera y que conforman la base del actual edificio.

Las zonas preferenciales de interacción sugieren que los procesos de interacción agua-

roca más importantes se desarrollan durante la etapa de acumulación de los fluidos, previa al

ascenso y posteriormente cuando arriban al ambiente volcánico-hidrotermal somero. Esto

consistente con la hipótesis de un rápido ascenso de los fluidos en el conducto, que evita la

evolución de características reductoras típicas de ambientes profundos estables con grandes

tiempos de residencia de los fluidos, como es el caso de las que se desarrollan en la zona del

reservorio geotérmico y las zonas que alimentan las áreas termales.

Las concentraciones de Al y K presentan un incremento durante el intervalo AT al

igual que sucediera para el periodo eruptivo del 2000 (Varekamp et al., 2004), imitando el

comportamiento del Mg y el Mn. Nuevamente, el incremento en estas especies se debería a

los altos contenidos en la mineralogía involucrada en el proceso de interacción agua-roca,

consistente con los altos contenidos de K en las rocas de la región y plagioclasas andesina y

labradorita para el caso del Al (Mas et al., 1996; Vallés et al., 2004; Varekamp et al., 2006).

Mientras que las concentraciones de los restantes cationes (Na, Ca y Fe) estarían controladas

por la precipitación de minerales secundarios dentro del sistema, como por ejemplo alunita

[(K,Na)Al3(SO4)2(OH)], anhidrita y yeso [CaSO4/.2H2O] y jarosita [(K,Na)Fe3(SO4)2(OH)]

entre los mas importantes.

En la figura 7.13 puede observarse un comportamiento anómalo para el Boro también

durante el intervalo AT , con valores relativamente superiores a los esperados por el patrón

estacional, en forma similar al Mn. El B es una especie fácilmente transportada por fluidos en

ascenso y que puede ser considerada conservativa (Tonani, 1970; Palmer et al., 1987;

Giggenbach y Goguel, 1989; Martini, 1989; Tassi et al., 2003 y 2009), por lo tanto un

incremento en sus valores indica un pulso de fluidos concentrados de origen profundo que lo

transportan a superficie.

Este pulso de fluidos hiperconcentrados de origen profundo resulta mucho más

evidente en la figura 7.14, donde las especies mayoritarias de origen magmático (SO4, Cl y F)

presentan un marcado incremento en las concentraciones durante el intervalo AT ,

modificando claramente el patrón estacional. En la figura 7.14 se puede identificar durante el

intervalo AT (momento en el que las concentraciones deberían disminuir por ser un periodo

de altas precipitaciones) un fuerte aumento de los valores principalmente en SO4, seguido por


211

Cl y en menor medida en F. Esto está relacionado con lo observado anteriormente, con un

flujo anómalo de fluidos ácidos hiperconcentrados de origen profundo, y del mismo modo con

el aumento en las concentraciones de especies catiónicas liberadas por el incremento de la

interacción agua-roca en el sistema profundo y en el interior del edificio volcánico. La alta

disponibilidad de especies iónicas en solución, habría favorecido los procesos de precipitación

y descenso de la permeabilidad en la parte superior del sistema donde la circulación de fluidos

se reduce, de acuerdo con el estado de sobresaturación mineral identificado para el intervalo

AT (Fazio et al., 2008), con el consecuente descenso en el flujo de ingreso en la laguna del

cráter.

Figura 7.14 - Variaciones temporales en las concentraciones de los aniones mayoritarios SO4, Cl y F

(mg/l) para las aguas del Río Agrio. Se señala período AT.

De acuerdo con las variaciones temporales registradas para las distintas especies

químicas y respectivas relaciones en el SVH, se considera que las relaciones SO4/Cl, Mg/Cl y

Mg/SO4 pueden ser adecuados indicadores de perturbaciones (precursores) en el ambiente

volcánico-hidrotermal. En la figura 7.15 se puede identificar una mejor correlación de

anomalías durante el intervalo AT entre las relaciones SO4/Cl y Mg/Cl, mientras que la

relación Mg/SO4 presenta una anomalía que parece anticiparse al intervalo AT .


212

La aplicación de la relación SO4/Cl parece ser más efectiva en las vertientes que en el

cráter y río Agrio, mientras que la relación Mg/Cl se hace notable también en el cráter, y la

relación Mg/SO4 anticipa la anomalía claramente en el río Agrio y vertientes. Un aumento en

la relación SO4/Cl fue observado también en el sistema durante el evento eruptivo del año

2000. El incremento en la relación SO4/Cl puede relacionarse a un proceso intrusivo de

magma joven en el sistema o al desgasado de un fluido profundo en ascenso, respondiendo al

tren de desgasado ya señalado, debido a la menor solubilidad de las especies de S (SO2 y H2S)

con respecto al HCl tanto en magmas como acuíferos (Martini, 1989; Giggenbach, 1996). La

relación Mg/Cl mostró un marcado aumento durante la erupción del 2000 también,

particularmente en las aguas del río Agrio. La relación Mg/Cl es un difundido parámetro de

aplicación en el seguimiento geoquímico de volcanes activos. Asumiendo que el Cl proviene

únicamente del gas magmático HCl y que el Mg es liberado por los procesos de interacción

agua-roca, un incremento en la relación sugiere inyección de magma fresco en el sistema y el

posterior descenso indica el subsiguiente desgasado del HCl. Sin embargo, esta relación

indica también perturbaciones menores del ambiente volcánico-hidrotermal sin que

necesariamente hubiera ocurrido una inyección magmática (Christenson y Wood, 1993;

Giggenbach, 1997; Arnórsson, 2000; Delmelle y Bernard, 2000).

Lo observado hasta aquí con respecto a la anomalía del intervalo AT , es coherente con

lo registrado por Varekamp et al. (2006) con respecto a estudios de elementos Tierras Raras

(REE). Los autores identifican en las aguas del sistema, una anomalía positiva de Eu y una

mayor correlación entre el patrón LREE de las aguas y la roca fuente puntualmente para el

periodo eruptivo del 2000 y para el 2004. Considerando esto, los autores relacionan estas

características con eventos intrusivos de magma fresco en el sistema volcánico-hidrotermal,

que en el año 2000 habría disparado la erupción freatomagmática y que en el año 2004 se

habría abortado (“failed eruption”).


213

Figura 7.15 – Variaciones temporales en las relaciones (a) SO4/Cl, (b) Mg/Cl y (c) Mg/SO4 para los distintos miembros del SVH /CR, V1 y V2, Río Agrio). Se señala período AT.

De acuerdo con las observaciones realizadas en el presente trabajo, se considera que la

anomalía (AT ) registrada durante el año 2004 responde aun pulso de fluidos profundos

hiperconcentrados más que a un fenómeno de intrusión magmática, ya que un “input”

magmático implicaría una energía de flujo que difícilmente hubiera sido contenida por una

obturación de minerales secundarios. De esta manera, la anomalía registrada estaría más

relacionada a los eventos eruptivos freáticos de 1992 y 1995 que al evento eruptivo


214

freatomagmático del año 2000. Esto se discute con mayor detalle hacia el final del presente

capítulo.

7.3.- Modelo conceptual del sistema volcánico-magmático-hidrotermal.

Como se ha señalado anteriormente, las variaciones geoquímicas en los fluidos del

sistema estarían relacionadas a alteraciones del ambiente volcánico-hidrotermal alojado en el

interior del edificio, como consecuencia del arribo de fluidos hiperconcentrados de origen

profundo que habrían favorecido las condiciones de sobresaturación mineral del sistema, con

el consecuente descenso de la permeabilidad y enfriamiento de la laguna del cráter.

Para comprender la relación entre los distintos ambientes que componen el sistema

volcánico-magmático-hidrotermal de la región, y analizar el origen de flujos profundos

anómalos responsables de las anomalías observadas, se planteó un modelo conceptual

geoquímico en profundidad, considerando la caracterización geoquímica realizada en el

presente trabajo en conjunto con la actividad sísmica de la zona (Ibáñez et al., 2008) y los

procesos de deformación identificados para el área (Vélez et al., 2011).

Los estudios sismológicos desarrollados en el interior de la caldera han registrado

tremors y eventos volcánico-tectónicos (VT), identificándose la mayor actividad a principios

del año 2004 (Ibáñez et al., 2008). Los eventos tipo tremor fueron relacionados con el

ambiente hidrotermal, debido a que dichas señales se generan como consecuencia del

movimiento de fluidos. Por otro lado, los eventos VT habrían estado relacionados a la

actividad de fracturas menores (decenas de metros) a profundidades de 3 km

aproximadamente, que estarían asociadas al fluido en movimiento (fig 7.16a).

Los procesos de deformación identificados para el área por Vélez et al. (2011) indican

un estado de deflación durante el periodo de muestreo, que involucra el sector noreste del

volcán Copahue hacia la zona de Chancho-Co y laguna Las Mellizas (fig 7.16b). La tasa

máxima de deformación registrada muestra una subsidencia que alcanza los 2 cm/año en la

zona del edificio volcánico a partir del año 2004. Los autores determinaron que la fuente de

deformación estaría ubicada a unos 4 km de profundidad por debajo del edificio volcánico,

con un cambio de volumen estimado de 0,0015 km3 por año. En este sentido, sugieren que la

fuente se trataría de la costra o sello (“carapace”) que representa el límite frágil-dúctil del

ambiente magmático, y que la actividad sísmica registrada en el interior de la caldera estaría


215

relacionada con el fracturamiento de este límite por descompresión, de acuerdo con modelos

planteados por Fournier et al. (2006).

Figura 7.16 – a) Detalle de la actividad sísmica registrada a inicios del 2004 (Ibáñez et al., 2008). b)

Mapa de velocidad media de deformación (cm/año) mediante interferometría diferencial con

imágenes ENVISAT ascendentes (Vélez et al., 2011).

Para correlacionar las variaciones identificadas desde el punto de vista geoquímico,

sismológico y deformacional, e interpretar los procesos profundos que pudieran originarlas

fue necesario tener en cuenta las distintas partes que intervienen en el conjunto del sistema

volcánico-magmático-hidrotermal de la región. Esto implica considerar no solo la existencia

de la cámara magmática y un conducto volcánico, sino también la participación de una zona

de comportamiento plástico rodeando la fuente magmática y un importante sistema

hidrotermal asociado como fueran definidos por distintos autores para la región (JICA, 1992;

Más, 1993 y 2005; Delpino y Bermúdez, 2002; Panarello, 2002; Varekamp et al., 2009; Vélez

et al., 2011). Considerando las distintas partes mencionadas, en otros ambientes volcánicos se

han planteado numerosos esquemas y modelos conceptuales de estos sistemas en profundidad,

mostrando estrecha relación existente entre la cámara magmática y la zona plástica de

transición con los sistemas volcánicos e hidrotermales someros (Giggenbach et al., 1990;

Hochstein, 1990; Fournier, 1991 y 2006; Giggenbach y Corrales Soto, 1992; Chiodini et

al.,1993; Hochstein y Sudarman, 1993; Giggenbach, 1997; Kempter y Rowe, 2000; Cortecci

et al., 2001).


216

En la figura 7.17 se presenta a través de un corte esquemático, el modelo conceptual

en profundidad de los distintos ambientes que integran el sistema volcánico-magmático-

hidrotermal de la región. Para este fue considerado el perfil trazado por JICA (1992), que

involucra un detalle del reservorio geotérmico y la ubicación de los pozos exploratorios que

proveyeron los datos del mismo, junto con la información brindada por los trabajos de Vélez

et al. (2011) e Ibáñez et al. (2008).

De acuerdo con los distintos modelos e información de pozos de exploración

geotérmica de diferentes sistemas, la existencia de un límite frágil-dúctil, conocido también

como zona de autosello o “carapace”, se desarrollaría siguiendo la isoterma de 350°-400° C a

unos pocos kilómetros por debajo de la superficie (Fournier, 2006). Esta estrecha zona se

comporta como un sello relativamente impermeable que separa dos diferentes ambientes

hidrotermales: un ambiente hidrotermal que se desarrolla entre el sello y la superficie, cuya

recarga suele estar controlada desde el ambiente meteórico-atmosférico; y un ambiente

desarrollado por debajo del sello en la zona plástica, caracterizado por la acumulación en

formas lenticulares de fluidos exsueltos desde un cuerpo magmático formando salmueras

hiperconcentradas.

En el área de estudio, el ambiente hidrotermal somero (externo al sello) estaría

representado por el ambiente volcánico-hidrotermal que se aloja en el interior del edificio

volcánico, esquematizado en detalle en la figura 7.05, cuyas manifestaciones superficiales son

la laguna del cráter (Cr ) y las vertientes (V1 y V2), que aguas abajo conforman el río Agrio.

Hacia el noreste y fuera del edificio volcánico, el reservorio geotérmico y las áreas termales

asociadas representan un sistema hidrotermal mucho más desarrollado, con una clara

influencia magmática, pero controlado por una recarga de origen meteórico y sin relación

aparente con el conducto del edificio volcánico (fig 7.17), como se observó en las

características composicionales de los gases y las aguas (ver capítulos 5 y 6, respectivamente).

Por otro lado, el ambiente dominado por las salmueras hiperconcentradas debajo del

sello en la zona plástica, correspondería a la zona de acumulación de los fluidos exsueltos (en

formas lenticulares) desde la cámara magmática, que a través del conducto alimentan al

ambiente volcánico-hidrotermal somero del edificio volcánico. El conducto estaría

conformado por un sistema de fracturas a lo largo de la zona frágil, comunicando el ambiente

profundo con el volcánico-hidrotermal somero (fig 7.17).

Es importante destacar, que los fluidos acumulados en este ambiente mantienen las

condiciones ácidas oxidantes características de ambientes magmáticos, y que estas


217

condiciones son transmitidas al conducto y a través del mismo al ambiente volcánico-

hidrotermal somero. El constante flujo ascendente y el corto tiempo de permanencia de los

fluidos, impedirían en la zona de conducto el desarrollo de un ambiente reductor (controlado

por la roca de caja) típico de ambientes profundos, favoreciendo el arribo de los fluidos al

ambiente somero manteniendo condiciones oxidantes y de acidez similares a las originales en

profundidad. De esta manera, el flujo probablemente se encuentre enriquecido en la especie

de S magmática original SO2, además de HCl, HF y HBr, consistente con lo observado en la

composición de las aguas del SVH. Contrariamente, el importante sistema hidrotermal que

involucra al reservorio geotérmico, carecería de un conducto con un efectivo sistema de

fracturas tipo chimenea como el edificio volcánico, y de esta manera el mayor tiempo de

residencia y circulación de los fluidos favorecería la interacción con la roca de caja y la

consecuente conversión de los fluidos magmáticos a condiciones neutras y reductoras

características de estos ambientes. Bajo estas condiciones, la especie magmática SO2 es

completamente reducida a H2S y se favorecen las especies H2 y CH4, coherente con las altas

concentraciones registradas en las fumarolas de las áreas termales y el pozo geotérmico (ver

capítulo 5), y las condiciones de neutralidad determinada para los fluidos en profundidad por

Más et al. (1996) en función de la zonación de zeolitas cálcicas. La acidez alcanzada por estas

aguas en superficie se debe a la oxidación del H2S en superficie y su transformación a H2SO4,

ya que las otras especies ácidas como HCl y HF por ser más solubles quedan mayormente

retenidas en aguas subsuperficiales y se empobrecen en la composición superficial, como se

ha observado en la composición de las aguas ACV de las áreas termales (ver capítulo 6).

7.4.- Discusión intervalo AT - Correlación con Sismología y Deformación

La permanente emisión de fluidos magmáticos exsueltos (gases y salmueras) desde la

cámara magmática hacia la zona plástica y la acumulación en formas lenticulares en la parte

superior, da lugar a los procesos de deformación que pueden registrarse en superficie. Sin

embargo, es un fenómeno común que se produzcan escapes a través de la zona de sello, con

flujos que pueden oscilar entre una ligera difusión de gases incondensables o descargas de

vapor concentrado por fracturas menores que rápidamente se resellan, hasta situaciones que

generan grandes eventos explosivos que alcanzan la superficie (Giggenbach, 1997; Fournier,

2006). Se considera que un incremento en la presión de fluidos puede generar un

fracturamiento efectivo de la zona de sello, que resulte en el desgasado de las acumulaciones


218

lenticulares, sin que necesariamente hubiera existido una inyección magmática en el sistema.

De acuerdo con la intensidad del fracturamiento, este se registraría como eventos sísmicos en

superficie. Entonces, el desgasado ocurrido resultaría en variaciones en la geoquímica del

sistema hidrotermal somero, asociado a procesos de deflación por descompresión

(Giggenbach et al., 1989; Fournier, 2006).

Vélez et al. (2011) determinan la fuente de deformación del volcán Copahue a

aproximadamente 4 km de profundidad, y lo atribuyen a una deflación del “carapace” por

desgasificación. Por otro lado, Ibáñez et al. (2008) registran eventos sísmicos en la zona de la

caldera a aproximadamente 3 km de profundidad de tipo volcano-tectónicos y tremors,

asociados a la activación de fracturas menores y circulación de fluidos respectivamente, con

un pico de actividad durante enero del 2004.


219

Figura 7.17. Modelo conceptual geoquímico del sistema volcánico-magmático-hidrotermal del Complejo Volcánico Copahue-Caviahue. Perfil topográfico y datos del reservorio geotérmico tomados de JICA (1992)


220

De esta manera, se considera que el lapso de comportamiento anormal del SVH dentro

del periodo de muestreo, denominado intervalo AT, estaría estrechamente relacionado con el

pico de actividad sísmica registrado durante enero del 2004, y con el mecanismo que controla

el proceso de deflación del edificio volcánico. Como ya se ha señalado, se considera que la

actividad sísmica estaría relacionada con el fracturamiento en la zona de sello o “carapace”,

que permitiría la liberación y desgasado de las salmueras de origen magmático acumuladas en

la zona plástica hacia el sistema de fracturas del ambiente frágil. Este mecanismo en forma

sostenida y moderada, sería el que alimenta el ambiente volcánico-hidrotermal somero desde

el ambiente profundo, a través del sistema de fracturas que forma el conducto. Sin embargo,

el incremento de los eventos sísmicos en enero del 2004 sugiere que se podría haber

producido un incremento en la presión de fluidos en la zona plástica, que generó un

brechamiento y descompresión mayor a lo habitual. Esta situación habría permitido una

liberación y desgasado de fluidos hiperconcentrados mayores a los habituales hacia el

ambiente volcánico-hidrotermal somero, dando lugar a los picos de concentración en el SVH

(vertientes y río Agrio) y los valores de sobresaturación mineral registrados en el la laguna del

cráter (Fazio et al., 2008). El aumento en los procesos asociados de sobresaturación y

precipitación de minerales secundarios, serían los responsables del descenso en la

permeabilidad de la parte superior del sistema, con la consecuente disminución en el flujo de

ingreso a la laguna del cráter, el descenso en la temperatura y congelamiento de su superficie

durante el 2004.

Como se mencionó anteriormente, esto es consistente con la composición del material

piroclástico eyectado durante las erupciones freáticas de 1992 y 1995, cuya composición

estaba dominada por S y sílice secundaria (Delpino y Bermúdez, 1992 y 1995). De la misma

forma, se sugirió que un aumento en la obturación del sistema somero podría llevar a un valor

crítico de la presión, y que este podría haber sido el mecanismo que generó las erupciones

freáticas que se registraron en el pasado en el volcán, sin que necesariamente se hubiera

producido una inyección magmática en el sistema.

Por otro lado, la erupción freatomagmática ocurrida en julio del 2000, que

desencadenó el evento eruptivo más importante que se ha registrado en el volcán Copahue,

podría estar efectivamente relacionada con una inyección de magma fresco desde ambientes

profundos en la cámara magmática somera. Como se señaló anteriormente, con posterioridad

al año 2000 las emisiones gaseosas cambiaron drásticamente (ver capítulo 5), desde

composiciones enriquecidas en N2 de características andesíticas de arco a valores


221

enriquecidos en He con altas relaciones isotópicas típicas de ambientes mantélicos. Esta

variación composicional estaría relacionada al arribo de fundidos no evolucionados de origen

profundo a la cámara magmática somera que alimenta el ambiente superficial, generando una

perturbación del sistema y actuando como mecanismo disparador del evento eruptivo.

Variaciones composicionales de estas características fueron observadas en las erupciones de

gran magnitud del volcán Galeras en la década de1990 (Fischer et al., 1996). Los altos valores

determinados en la relación 3He/4He en las manifestaciones gaseosas del interior de la caldera,

los más altos registrados hasta el momento en la Cordillera de los Andes, indican una

importante conexión entre el sistema magmático andesítico somero y el ambiente mantélico

profundo. Esta situación probablemente esté favorecida por el fenómeno de adelgazamiento

cortical y la anomalía de ascenso astenosférico (fig. 2.04) identificada para la zona de tras-

arco entre los 37° y 39° S (Yuan et al., 2006; Folguera et al., 2007), y cuyo único centro

emisor activo involucrado es el Complejo Volcánico Copahue-Caviahue.

Considerando lo arriba planteado, se sugiere que esta activa conexión entre la cámara

magmática y el ambiente mantélico profundo, podría ser el mecanismo que controle los

eventos eruptivos magmáticos de gran magnitud del volcán Copahue, disparándolos cada vez

que se produjera el arribo de un pulso de fundido profundo no evolucionado que desestabilice

la cámara magmática somera.

CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO

222

ツAパÍフブネバス.

CONCLUSIONES


223

8.- CONCLUSIONES

Para la realización del presente trabajo se efectuó un amplio muestreo de gases y aguas

de las distintas manifestaciones fluidas del sistema volcánico-magmático-hidrotermal general

desarrollado en el Complejo Volcánico Copahue-Caviahue (CVCC). Estas manifestaciones

fluidas consideradas corresponden tanto al sistema volcánico del Copahue como a las áreas

geotermales aledañas, e incluso cuerpos del sistema hidrológico asociado sin relación con la

actividad magmática de la región. Estos nuevos datos geoquímicos aportados fueron

evaluados con el objetivo de lograr una caracterización general del sistema, y en particular de

los distintos subsistemas y áreas asociadas, para la identificación de los procesos actuantes

desde la escala regional a la local, que controlan las características composicionales de las

emisiones de la zona de estudio. Para esto, en los casos correspondientes se integraron los

nuevos datos aportados con la información existente de la zona de estudio, siendo estos

últimos tanto del campo de la geoquímica (fluidos, mineralógicos y petrológicos) como de

otras disciplinas aplicadas a la volcanología (estructural, sismología y deformación), y

eventualmente para casos comparativos regionales se integraron datos pertenecientes a otros

sistemas volcánicos y geotermales.

La información obtenida a partir de la caracterización del sistema volcánico-

magmático-hidrotermal general, fue utilizada como línea de base para avanzar en la

aplicación de esta disciplina en trabajos de seguimiento de la actividad del sistema volcánico.

La evaluación de los datos para la caracterización del sistema general, se realizó a partir de un

detallado estudio de la composición de la fase gaseosa por un lado y la fase líquida por otro.

De esta manera, de la misma forma en la que se ha desarrollado el análisis en el presente

trabajo, en este capítulo se destacarán los resultados y conclusiones obtenidas a partir del

estudio de la fase gaseosa, de la fase líquida y los obtenidos en el trabajo de seguimiento del

Sistema Volcánico-Hidrológico (SVH).

Fase Gaseosa

De acuerdo con la composición de las manifestaciones gaseosas y la abundancia

relativa de sus constituyentes, asociadas a las características fisicoquímicas registradas en los

puntos de emisión, se arribó a las siguientes conclusiones:

Las manifestaciones gaseosas del CVCC se producen a través de fumarolas y aguas

burbujeante (pools), en las distintas áreas geotermales asociadas al sistema volcánico-


224

magmático-hidrotermal general de la caldera. Se registró en las manifestaciones gaseosas,

durante el periodo de muestreo, un rango de temperaturas que variaba entre los 27º y 135º

C. Estas emisiones son consideradas de baja temperatura, ya que en su comportamiento

habitual no superan la temperatura del punto de ebullición, salvo en los casos excepcionales

indicados. Para la mayoría de las manifestaciones tipo fumarolas se destacó un rango de

temperaturas mucho más acotado, en las cuales se registró una oscilación entre 92º y 95º C.

Este acotado rango de temperaturas corresponde al punto de ebullición a la altura sobre el

nivel del mar de estas localidades, señalando el fuerte control por parte de las aguas

subterráneas en las emisiones gaseosas. Fuera de este grupo se identificó una particular

fumarola del área Las Maquinitas que registró 135º C (noviembre 2006), y temperaturas

aproximadas habitualmente, indicando que se trata de una emisión caracterizada por vapor

supercalentado. En el área Las Máquinas también se registraron temperaturas por encima

del punto de ebullición (hasta 116º C), aunque esto no se ha observado como algo habitual.

En la composición de las manifestaciones gaseosas el H2O es la especie más abundante

en todas las emisiones tipo fumarola, mientras que el CO2 se transforma en la especie más

abundante en todas las manifestaciones gaseosas en aguas burbujeantes. Esta inversión en la

especie gaseosa dominante en las aguas burbujeantes se debe a que la emisión gaseosa, que

se encuentra normalmente enriquecida en vapor de agua, al llegar a superficie entra en

contacto con el agua en fase líquida acumulada en el punto de emisión y se favorece la

condensación del vapor, mientras que el CO2 permanece mayoritariamente insoluble como

consecuencia de la acidez de las aguas (pH < 4,5) enriqueciendo la fase gaseosa.

La abundancia relativa de las especies mayoritarias ácidas de la fase gaseosa (CO2, H2S

y HCl) indican que, si bien existe una fuente magmática somera que alimenta la región, se

desarrolla un marcado dominio hidrotermal sobre las manifestaciones de la caldera que

controla a las distintas áreas geotermales asociadas al CVCC. Este dominio hidrotermal se

encuentra en gran medida relacionado al reservorio geotérmico definido en el interior de la

caldera.

El enriquecimiento relativo de CO2 con respecto a los restantes gases ácidos, se debe a

que las aguas del ambiente hidrotermal susbsuperficial retienen de manera mucho más

efectiva los gases ácidos solubles de origen magmático, como las especies de S, HCl y HF.

La altos contenidos de H2S y la ausencia de SO2 en la composición gaseosa de las

emisiones es otro importante indicador del marcado dominio hidrotermal en todas las áreas,


225

ya que señala las condiciones reductoras que controlan el ambiente susbsuperficial en estas

áreas, que transforman a la especie oxidada SO2 de origen magmático a la especie reducida

H2S típica de ambientes hidrotermales.

Los altos contenidos relativos de CH4 (característicos de ambientes hidrotermales) con

respecto a los valores de N2(exc) (especie dominante en ambientes magmáticos de arco),

demuestran el fuerte control hidrotermal en la composición de las manifestaciones gaseosas

por sobre las condiciones magmáticas andesíticas características de límites de placas

convergentes.

En función de la relación C/S (CO2/H2S) en la fase gaseosa, se identificó un incremento

en el aporte de gases ácidos (menores relaciones C/S) para las áreas de Chancho-Co y

Anfiteatro, con respecto a las restantes áreas geotermales (Las Máquinas, Las Maquinitas y

Termas de Copahue). Teniendo en cuenta que las dos áreas son las más cercanas al edificio

volcánico, de hecho Chancho-Co se ubica en la ladera norte del volcán y que se encuentran

localizadas sobre importantes estructuras asociadas al edificio, se considera que el aumento

en el flujo ácido estaría vinculado con aportes magmáticos.

La distribución de abundancias relativas entre los tres principales grupos de compuestos

orgánicos (alcanos-alquenos-aromáticos), señala el dominio del ambiente hidrotermal con

temperaturas leves a moderadas, que favoreció el enriquecimiento en alcanos y la formación

de aromáticos mediante procesos de “reforma catalítica”; mientras que los compuestos del

grupo de los alquenos, típicos de ambientes volcánicos-magmáticos que implican altas

temperaturas se encuentran en proporciones muy inferiores.

El análisis combinado del aumento de flujo de acidez (alta relación H2S/CO2) con

respecto a los contenidos relativos de los principales compuestos orgánicos (C6H6/CH4),

permitió determinar los agentes catalizadores que actúan en los procesos de “reforma

catalítica” en las distintas áreas, correspondiendo a las especies de S en las zonas de mayor

flujo de acidez (Chancho-Co y Anfiteatro) y las arcillas en las áreas restantes (Las

Máquinas, Las Maquinitas y Termas de Copahue).

La relación N2/Ar y las abundancias relativas de las distintas especies relacionadas con

la determinación del aporte atmosférico (O2, Ne, Ar), indican que la fuente que aporta los

componentes de origen atmosférico son las aguas de recarga meteórica que se encuentran

saturadas en aire (ASW). No se identificó participación directa de aire en la composición de

las emisiones o contaminación en el muestreo.


226

Los contenidos relativos de N2 (característico de ambientes de arco magmático

andesíticos) y He (indicador de fuentes corticales o mantélicas), muestran un

desplazamiento desde composiciones enriquecidas en N2 previas a la erupción

freatomagmática del año 2000 del volcán Copahue, hacia composiciones enriquecidas en He

en forma posterior al evento eruptivo. Se asocia este cambio composicional con el ingreso

de fluidos juveniles no evolucionados de origen profundo en las cámaras magmáticas

someras, que habrían generado perturbaciones en el sistema somero y actuado como

disparador del evento eruptivo del año 2000.

Las relaciones isotópicas 40Ar/36Ar en las manifestaciones de las distintas áreas

geotermales, se encuentran en un acotado rango en torno al valor isotópico correspondiente

al aire, señalando que la fuente principal de esta especie es de origen atmosférico que

ingresa disuelto en las aguas meteóricas. Los mayores valores identificados en el sector de

Piedra Copahue (Termas de Copahue) no son lo suficientemente elevados para atribuirlos a

aportes magmáticos, e indican un caso puntual de enriquecimiento en 40Ar relacionado a una

mayor circulación e interacción de los fluidos con rocas con altos contenidos de 40K

(isótopo parental), consistente con los altos contenidos de K en las rocas del área.

En función de la relación 3He/4He (R/Ra) se identificaron 2 grupos bien diferenciados,

por un lado Chancho-Co y Anfiteatro con menores valores R/Ra, y por el otro Las

Máquinas, Las Maquinitas y Termas de Copahue con muy altos valores de R/Ra. Este es un

rasgo altamente destacable, ya que no es común que un mismo sistema presente 2 valores de

R/Ra tan diferenciados. Esto indica dos circuitos marcadamente diferentes en la evolución

de los fluidos que contienen estas dos especies isotópicas.

Las áreas con menores valores R/Ra (Chancho-Co y Anfiteatro) se ajustan a valores más

adecuados de ambientes de arco tipo andesíticos, que indican para los fluidos que contienen

a estas especies mayores procesos de asimilación cortical, rico en U y Th que por

decaimiento favorecen el aumento en 4He. Como se mencionó anteriormente, estas áreas

son las más cercanas al volcán Copahue, ambas en relación con importantes estructuras

asociadas al edifico volcánico y muestran un mayor flujo de acidez; estas características

asociadas indican que estas áreas presentan una mayor relación con el ambiente magmático

activo, con respecto a las restantes áreas.

Las áreas con mayores relaciones 3He/4He presentan valores excepcionalmente

elevados, siendo los más altos determinados en hasta el momento en toda la Cordillera de


227

los Andes incluyendo América Central. Las zonas con estos altos valores corresponden a las

áreas geotermales más alejadas y hacia el este del volcán Copahue (Las Máquinas, Las

Maquinitas y Termas de Copahue). Los altos valores R/Ra, enriquecidos en 3He, son

característicos de dorsales centrooceánicas y ambientes extensionales con fuerte impronta

mantélica. El CVCC es un sistema activo retrasado con respecto al actual arco volcánico,

favorecido por la intersección de importantes y profundos lineamientos regionales, ubicado

sobre una zona de adelgazamiento cortical y anomalía de ascenso astenosférico; estas

características asociadas a los altos valores R/Ra indican que existe una importante y activa

conexión entre el ambiente magmático andesítico somero, que alimenta las manifestaciones

superficiales (volcán Copahue y áreas geotermales), y el ambiente de generación magmático

profundo de características mantélicas.

La hipótesis de una conexión activa entre las cámaras andesíticas someras y el ambiente

de generación profundo, es coherente con la propuesta de una inyección de fluidos

profundos no evolucionados (enriquecidos en 3He) en las cámaras someras, que habrían

actuado como disparador del evento eruptivo del año 2000, con el consecuente

desplazamiento composicional desde valores enriquecidos en N2 a enriquecidos en He.

En función de la información obtenida de δ13C-CO2 se determinó que la principal fuente

de aporte del CO2 es de origen magmático profundo con características mantélicas

(MORB), y una participación menor de origen cortical. El hecho de que el CO2, la segunda

especie mayoritaria de la composición gaseosa después del H2O, presenta un origen casi

exclusivo desde una fuente con características MORB, sostiene la hipótesis de la abierta

conexión entre las cámaras magmáticas someras y el ambiente de generación profundo de

impronta mantélica. Este aporte mayoritario de CO2 de origen mantélico, efectivamente

estaría favorecido por los efectos de adelgazamiento cortical y anomalía de ascenso

astenosférico.

Nuevamente, la activa comunicación entre las cámaras someras que alimentan las

manifestaciones superficiales (volcán Copahue y áreas geotermales) y el ambiente de

generación magmático profundo, determinado a partir del δ13C-CO2 con características

mantélicas, es coherente con la propuesta de una inyección de fluidos profundos no

evolucionados en las cámaras someras que habrían actuado como disparadores de la

erupción freatomagmática del año 2000.


228

De acuerdo con los valores excepcionalmente bajos de δ13C-CO2 en el área de Chancho-

Co, se determinó un aporte significativo de C de origen orgánico acumulado en rocas

sedimentarias para las manifestaciones de esta zona. Esto es coherente con los mayores

valores de la relación CO2/3He determinados para este área, que sugiere una participación de

CO2 no mantélico. Chancho-Co se encuentra asociada a una importante estructura profunda

en la ladera norte del volcán. De esta forma, se considera que las características de esta área

en particular, permiten que en profundidad los fluidos calientes asociados a la cámara

magmática entren en contacto con material sedimentario rico en materia orgánica (Cuenca

Neuquina?), de manera mas efectiva que en el resto de las áreas. Esto es coherente con el

alto flujo de acidez, los altos valores de HC y el dominio de condiciones termogénicas en la

formación de estos compuestos registrados en el área.

Fase líquida

Con respecto a las manifestaciones en fase fluida, para efectivizar la evaluación de las

aguas de la región se las definió en distintos sistemas de acuerdo con rasgos de asociación

superficiales, según: a) aguas del Sistema Volcánico-Hidrológico (SVH): que involucran la

laguna Cratérica, las Vertientes del edificio volcánico, el río Agrio superior, el lago Caviahue

y el río Agrio inferior hasta la localidad de Loncopué; que alcanzan los más importantes

estados de acidez de la región (con pH < 1) y temperaturas de hasta 81º C. b) Aguas

Calentadas por Vapor (ACV): pertenecientes a las áreas geotermales Las Máquinas, Las

Maquinitas, Termas de Copahue, Anfiteatro y Chancho-Co; que llegan a alcanzar valores

marcadamente ácidos (pH de hasta 1,83) y las más altas temperaturas determinadas en aguas

de hasta 100,2º C. c) Aguas de Deshielo (AD): pertenecientes a aguas superficiales de origen

exclusivamente meteóricos que involucran a las lagunas Las Mellizas, el arroyo Pucón

Mahuida, el río Dulce, el río Hualcupén y el río Trolope; todas con valores de pH cercanos a

la neutralidad y temperaturas asociadas a las bajas temperaturas ambientales.

De esta manera, considerando los distintos sistemas de aguas definidos, en función de

la composición y abundancia relativa de los constituyentes de las mismas, se arribó a las

siguientes conclusiones:

De acuerdo con la distribución de aniones mayoritarios (SO42-, Cl-, HCO3

-) se

identificaron 4 tipos de aguas: 1) un grupo de aguas ácidas sulfato-cloruradas, integrado por

todas las aguas del SVH (laguna Cratérica, Vertientes, río Agrio inferior y superior y Lago


229

Caviahue), con excepción del río Agrio inferior a partir de la localidad de Loncopué; 2) un

grupo de aguas ácidas sulfatadas, integrado por todas las ACV de las distintas áreas

geotermales (Las Máquinas, Las Maquinitas, Termas de Copahue, Anfiteatro y Chancho-

Co), con excepción de las aguas termales neutras del área Copahue; 3) un grupo de aguas

neutras bicarbonatadas, correspondientes a las manifestaciones termales Agua Ferruginosa,

Agua Sulfurosa, Agua del Mate y Agua Vichi (todas en el área Termas de Copahue) más el

AD del río Hualcupén; 4) un grupo de aguas neutras de composición intermedia, integradas

por las restantes AD (lagunas Las Mellizas, arroyo Pucón Mahuida, río Dulce y río

Trolope), más las aguas pertenecientes al río Agrio inferior en la localidad de Loncopué.

El grupo de aguas (1) de composición ácida sulfato-clorurada, correspondiente a las

aguas SVH, deben su composición al flujo de origen magmático que alimenta la cabecera

del sistema en el edificio del volcán Copahue. El flujo de origen magmático rico en gases

ácidos altamente solubles como SO2-H2S, HCl y en menor medida HF y HBr, se incorporan

a la fase líquida compuesta por vapor condensado en ascenso y aguas meteóricas ingresadas

en la zona hidrotermal vapor-líquido que se encuentra en el interior del edificio volcánico,

produciendo las soluciones con altos contenidos de SO4 y Cl y bajo pH que alimentan la

laguna cratérica y las vertientes. El CO2, el otro gas ácido magmático de relevancia, se

mantiene en fase gaseosa debido a la alta acidez del sistema. Estas características

compisicionales adquiridas por los fluidos en el ambiente volcánico-hidrotermal del interior

del edificio, son transmitidas al resto del SVH, a través de las Vertientes hacia el río Agrio

superior, lago Caviahue y río Agrio inferior.

El grupo de aguas (2) de composición ácida sulfatada, que involucra a todas las ACV

con excepción de las aguas termales neutras del área Copahue, desarrollan sus

características composicionales controladas por el potente ambiente hidrotermal que se

encuentra por debajo de las áreas geotermales y que involucra al reservorio geotérmico. El

enriquecimiento en SO4 se debe a que gran parte del H2S gaseoso que alcanza el ambiente

somero superficial, al entrar en contacto con las aguas meteóricas ricas en O2 disuelto se

oxidan para formar H2SO4, que se disocia en solución liberando H+ y dando lugar a la

formación de las aguas con alta acidez y altos contenidos en SO42-. Los bajos contenidos

relativos de los restantes aniones que derivan de los gases ácidos de origen magmático (HCl

y HF principalmente), se deben a que estos son mucho más solubles y quedan retenidos en

el ambiente hidrotermal subsuperficial. Mientras que el CO2 se mantiene en fase gaseosa

por su baja solubilidad en aguas ácidas. El escape volátil diferenciado del H2S (entre otros


230

gases más volátiles) respecto a los otros gases ácidos, se produce durante la ebullición en

ascenso de los fluidos hidrotermales profundos a través de los sistemas de fallas de

orientación NE (en Las Maquinitas, Termas de Copahue y Anfiteatro) y ESE (en Chancho-

Co y Las Máquinas) que controlan las depresiones y permeabilidad secundaria de las áreas

geotermales.

El grupo de aguas (3) neutras bicarbonatadas, corresponden a las aguas termales neutras

que se encuentran en el área Termas de Copahue. Estas aguas enriquecidas en HCO3 se

forman a partir de aguas meteóricas someras-superficiales, que se recargan en el flanco SE

de la depresión de Termas de Copahue, y que reciben un aporte significativo de un flujo

caliente enriquecido en CO2 (con una escasa o nula presencia de otros gases ácidos más

fuertes) en su trayectoria de descenso hacia la parte central de la depresión, donde se

encuentra el flujo ácido ascendente principal del área termal. La escasa o nula presencia de

especies ácidas fuertes en el flujo caliente de CO2, y/o la rápida neutralización de los fluidos

levemente ácidos mediante procesos de interacción agua-roca, generan las condiciones de

neutralidad de las aguas que permiten la absorción del CO2 y enriquecimiento en HCO3. Por

otro lado, las aguas bicarbonatadas del río Hualcupén (AD), dadas sus bajas temperaturas y

sus muy bajos valores de conductividad, señalan que el aporte del CO2 es solo de origen

atmosférico, sin ningún tipo de influencia volcánica o hidrotermal.

El grupo de aguas (4) neutras, presenta composiciones intermedias entre los tres aniones

principales e involucra a AD y el río Agrio en la localidad de Loncopué. Los distintos tipos

de aportes que controlan las composiciones de las AD corresponden fundamentalmente al

sustrato rocoso y sedimentario, ambos de origen volcánico, con el se encuentran en

contacto. Aunque el aporte es significativo para las AD, sus contenidos son despreciables

con respecto a los altos valores de las restantes aguas de la región. Sin embargo, las aguas

neutras correspondientes al río Agrio inferior en la localidad de Loncopué presentan altos

contenidos aniónicos, ya que están fuertemente controladas por un proceso de mezcla. Los

miembros extremos de la mezcla corresponden a las aguas del grupo (1) ácidas SO4-Cl del

SVH y las aguas neutras de deshielo de los grupos (3) y (4), representadas por el río

Hualcupén y el río Trolope respectivamente, cuyas aguas son tributarias al río Agrio inferior

y diluyen al sistema ácido.

La relación SO4/Cl resultó un efectivo parámetro para discriminar origen y procesos

involucrados en la formación entre los dos grupos de aguas ácidas (1 y 2) mas importantes.


231

Las aguas del grupo (1) ácidas SO4-Cl pertenecientes al SVH, con bajos valores en la

relación SO4/Cl cercanos a la unidad, indican que el ambiente volcánico-hidrotermal

desarrollado en el interior del edificio, que alimenta a todo el sistema, actúa como un

condensador directo de los fluidos magmáticos profundos. Por otro lado, las aguas ácidas

SO4 del grupo (2) correspondientes a las ACV de las áreas geotermales, se agrupan con

valores en la relación SO4/Cl claramente superiores de hasta cuatro ordenes de magnitud;

estos altos valores resaltan el enriquecimiento en SO4 producto de la separación

diferenciada del H2S desde las aguas hidrotermales por el proceso de ebullición en ascenso

y posterior oxidación, a la vez que señalan el marcado empobrecimiento en Cl como

consecuencia del potente ambiente hidrotermal subsuperficial, que retiene en particular los

gases ácidos magmáticos más solubles como el HCl.

Las abundancias relativas de fluoruro (F-) y amonio (NH4+) son efectivos parámetros

complementarios de la relación SO4/Cl. Estos dos componentes son identificados como

especies diagnóstico de sistemas volcánicos (F-) y sistemas hidrotermales (NH4+), por tal

motivo resultaron efectivos constituyentes para definir el tipo de ambiente que controla las

composiciones de los distintos grupos de aguas en asociación con la relación SO4/Cl. Las

aguas ácidas del grupo (1) pertenecientes al SVH, con bajos valores en la relación SO4/Cl,

presentan altos valores relativos de F y despreciables valores de NH4, señalando el fuerte

control del sistema volcánico sobre la composición de estas aguas. Contrariamente, las

aguas de los grupos (2) y (3) correspondientes a las ACV, con altos valores en la relación

SO4/Cl, presentan altos valores relativos de NH4 y despreciables de F, característicos de

sistemas controlados por ambientes hidrotermales. Las aguas del grupo (1) aumentan sus

contenidos de F hacia la cabecera del sistema, en las aguas del edificio del volcán (laguna

Cratérica y Vertientes), lo que es consistente con la hipótesis de que estas aguas actúan

como un condensador directo de los gases volcánicos-magmáticos. Por otro lado, el

enriquecimiento de las ACV en SO4 y NH4, provenientes de especies transportadas en fase

vapor, y el empobrecimiento en F y Cl altamente solubles en fase acuosa, es consistente con

la hipótesis del proceso de ebullición en ascenso, que separa las especies más volátiles que

alimentan la composición de las aguas someras en las áreas geotermales, de aquellas

altamente solubles que quedan retenidas en la fase líquida en el sistema hidrotermal

profundo.

La especie NH4 se encuentra en concentraciones excepcionalmente altas en las ACV, y

particularmente en aguas del grupo (2) ácidas sulfatadas. El NH4 se forma a partir de la


232

descomposición de materia orgánica y posterior reducción. Por tal motivo, el

enriquecimiento en NH4 en las ACV de las áreas geotermales, con respecto a las aguas del

SVH, indica una importante presencia de materia orgánica involucrada en la componente

sedimentaria subsuperficial, y el fuerte control reductor – hidrotermal en la zona de

generación de estas especies, consistente con los altos valores de H2 e hidrocarburos

livianos identificados para las muestras gaseosas de las mismas áreas.

En función de los contenidos relativos de las principales especies catiónicas

mayoritarias de alcalinos (Na+K) y alcalino-térreos (Ca y Mg), se identificaron dos

características compisicionales diferenciadas: las aguas de los grupos (2) y (3),

pertenecientes a las ACV de las áreas geotermales, con excepción de las aguas

pertenecientes a las áreas de Chancho-Co y Anfiteatro, se encuentran particularmente

enriquecidas en Ca y Na+K; mientras que las aguas del grupo (1), pertenecientes al SVH,

junto con las pertenecientes a las áreas de Chancho-Co y Anfiteatro, presentan proporciones

similares de las distintas especies catiónicas planteadas a partir de un marcado

enriquecimiento en Mg.

Las composiciones catiónicas relativas de las ACV enriquecidas en Ca y Na+K,

responden a procesos de alteración y lixiviación de las rocas del entorno, constituidas por

andesitas y andesitas-basálticas de composición calcoalcalina enriquecidas en potasio, con

una mineralogía caracterizada por plagioclasa, olivina y piroxeno. El proceso de interacción

agua-roca es controlado por la alteración ácido sulfática dominante, que da como resultado

una mineralogía secundaria en la que predominan K y Ca, siendo la alunita el mineral

diagnóstico de este proceso. De esta manera, el enriquecimiento de estas aguas en K y Ca se

debe a que una vez liberados de la roca primaria quedan dentro del sistema, precipitando

como los minerales secundarios presentes característicos de este ambiente: alunita, anhidrita

y yeso, y jarosita entre los mas importantes. Por otro lado, el Mg liberado de la roca por

ataque ácido a olivinas y piroxenos no precipita formando minerales secundarios en las

condiciones de acidez y temperatura de estos ambientes. Por este motivo, no se han

reconocido minerales secundarios portadores de Mg en las áreas geotermales, debido a que

permanece en solución y se pierde por lavado. De esta manera, el permanente lixiviado al

que estas rocas han estado expuestas, ha llevado al empobrecimiento gradual en Mg en las

áreas geotermales, que se transmite a la fase líquida en la composición de las ACV.


233

Los similares contenidos relativos de cationes alcalinos y alcalino-térreos mayoritarios

(Ca, Mg y Na+K) en las aguas del SVH, responde a similares procesos de ataque ácido y

lixiviado de la roca basáltica-andesítica que conforma el edificio volcánico, compuesta

principalmente por olivina, clinopiroxenos y plagioclasa. De esta forma, los cationes

alcalinos y alcalino-térreos son liberados proporcionalmente de la roca involucrada en el

ambiente volcánico-hidrotermal desarrollado en el interior del edificio del volcán Copahue,

y esa composición relativa es transmitida al resto del sistema aguas abajo. El

enriquecimiento relativo en Mg de estas aguas con respecto a las ACV se debe

fundamentalmente a dos cuestiones: 1) las rocas del edificio volcánico presentan mayores

contenidos de minerales máficos portadores de Mg (olivina y clinopiroxeno), y 2) las rocas

del edifico son periódicamente rejuvenecidas por procesos intrusivos y eventos eruptivos

que alimentan el sistema volcánico-hidrotermal. Estas dos situaciones evitan en el edificio

volcánico, y por lo tanto en el SVH, el empobrecimiento relativo en Mg que afecta las rocas

lixiviadas de las áreas geotermales y las aguas de sus manifestaciones (ACV).

La composición de las ACV del área geotermal Chancho-Co, presenta contenidos

relativos de cationes alcalinos y alcalino-térreos mayoritarios (Ca, Mg y Na+K)

intermedios, con una distribución muy similar a las aguas del SVH. Se atribuye esta

similitud composicional catiónica a que las manifestaciones se encuentran sobre el flanco

norte del edificio volcánico, y por lo tanto las rocas a partir de las cuales se producen los

procesos de lixiviación presentan gran similitud con las involucradas en el ambiente

volcánico-hidrotermal del interior del edificio. Además, se considera la posibilidad de que

esta área pudiera estar alimentada por fluidos profundos similares a los que alimentan el

conducto principal del volcán por dos motivos: 1) en el edificio volcánico la alteración ácida

domina la interacción fluido-roca desde niveles profundos, ya que el rápido ascenso de los

fluidos impide la reducción de los mismos manteniendo las condiciones oxidantes originales

y por lo tanto la acidez; a diferencia de las áreas geotermales donde los fluidos reducidos

comienzan con la alteración ácida solo cuando se oxidan en ambientes someros; 2) el área

de Chancho-Co se encuentra asociada a una falla profunda (N55°O) que controla el valle al

norte del edificio donde se determinaron altos flujos térmicos, en cercanía con los

lineamiento que controlan los derrames de lava fisurales sobre el mismo flanco norte del

volcán. Por estos motivos es posible considerar la existencia de una conexión con el sistema

profundo que alimenta el conducto volcánico. Esta hipótesis es consistente con los mayores

valores en la relación H2S/CO2 y los menores valores en la relación 3He/4He en las


234

manifestaciones gaseosas de esta área con respecto al resto de las áreas geotermales, que

indican un mayor flujo ácido y un mayor proceso de interacción y asimilación cortical.

Los contenidos catiónicos relativos correspondientes a las aguas de la laguna Cratérica

se encuentran ligeramente empobrecidas en Mg con respecto a las Vertientes y el resto del

SVH. Se considera que este ligero empobrecimiento se debe a la circulación limitada de las

aguas dentro del cráter, donde las rocas que están en contacto permanente con las aguas

ácidas acusan un rápido empobrecimiento en Mg entre un evento eruptivo y otro, que es

lavado por dilución e infiltración. Por tal motivo, se considera que el Mg podría ser un buen

indicador de rejuvenecimiento del sistema, y por lo tanto indicador de inyección de magma

fresco hacia ambientes someros-superficiales. Así, las concentraciones de Mg con respecto

a otras especies como el Cl (razón Mg/Cl), pueden ser parámetros a considerar en los

futuros trabajos de seguimiento y monitoreo geoquímico, como se realiza en otros de

volcanes activos.

En función de los valores de δ18O, δ2H y Cl, se determinó que: 1) las aguas de los grupo

(3) y (4) correspondientes a aguas bicarbonatadas neutras de las Termas de Copahue y las

AD, respectivamente, presentan un origen estrictamente meteórico y sin intervención de

ningún proceso actuante que altere de manera significativa su composición isotópica; 2) las

aguas ácidas del grupo (1) pertenecientes al SVH, presentan una composición controlada

principalmente por procesos de mezcla entre aguas meteóricas y de origen magmático

andesítico con distintos grados de participación en los distintos miembros del sistema, y

procesos de evaporación subordinados; 3) las aguas ácidas del grupo (2) pertenecientes a las

ACV de las áreas geotermales, presentan un origen meteórico con una composición alterada

por procesos de evaporación y en menor medida interacción agua-roca.

A partir de los valores de δ18O, δ2H y Cl, de las aguas ácidas del grupo (1)

pertenecientes al SVH, se determinaron los distintos grados de contribución de aguas

magmáticas andesíticas para las distintos miembros del sistema. Para las muestras de la

laguna Cratérica se obtuvieron valores de 35 a 51 % de contribución magmática, para las

Vertientes valores entre 35 y 55 %, mientras que para las muestras del río Agrio no se

identificaron contribuciones magmáticas superiores a 8%. El sistema evidencia un claro tren

de dilución desde las aguas más enriquecidas del cráter y las vertientes, hacia el río Agrio y

lago Caviahue empobrecidas por dilución con los tributarios. Sin embargo, se asume que

existen procesos subordinados de evaporación e interacción agua-roca en las aguas del


235

cráter y las vertientes. Debido a los mayores porcentajes de contribución magmática

determinados para las aguas de las vertientes y a las características del sistema, se considera

que los procesos secundarios de evaporación y dilución afectan de forma más significativa

la composición de las aguas del cráter que en las vertientes debido a la mayor superficie de

exposición, y por lo tanto las vertientes serían más representativas del sistema hidrotermal

que se desarrolla en el interior del edificio volcánico.

En función de los valores de δ18O, δ2H y Cl, las aguas ácidas del grupo (2)

pertenecientes a las ACV de las áreas geotermales, presentan un origen meteórico con una

composición modificada por una combinación de procesos actuantes que no implican

mezclas con aguas magmáticas. Todas las muestras ACV se encuentran empobrecidas en

Cl, con valores en la concentración de Cl en el orden del dominio de las aguas meteóricas.

Esto indica que la composición isotópica de las ACV se encuentra controlada

fundamentalmente por procesos de evaporación. El marcado enriquecimiento en δ18O

identificado en aguas de las áreas geotermales de Chancho-Co, Las Máquinas y Termas de

Copahue, son atribuidos a procesos asociados de interacción agua-roca.

Seguimiento del SVH

La información y resultados obtenidos a partir del tratamiento de la composición

química e isotópica de los fluidos, permitió desarrollar una línea de base geoquímica y

emplearla para un fin de alta aplicación y necesidad en la región, que consistió en un trabajo

de seguimiento de la actividad volcánica. Así, a partir del detallado estudio realizado de las

manifestaciones fluidas, tanto en fase líquida como gaseosa, de los distintos ambientes del

Complejo Volcánico Copahue-Caviahue, se identificó a las aguas pertenecientes al SVH

como la fuente más efectiva para la realización de un trabajo de seguimiento geoquímico de la

actividad del volcán Copahue. Las aguas del SVH son la expresión superficial del ambiente

volcánico hidrotermal que se desarrolla por debajo del cráter, en el interior del edificio. Las

características de las aguas del cráter y las vertientes indican que este ambiente volcánico

hidrotermal subcratérico, es un condensador directo de la permanente emisión de fluidos

provenientes del ambiente magmático que alimenta la actividad del volcán Copahue. De esta

manera, las variaciones que pudieran producirse por perturbaciones del ambiente magmático

alimentador son registradas por el ambiente volcánico hidrotermal subcratérico y

directamente transmitidas a las aguas en superficie.


236

El resto de las manifestaciones fluidas de la región, particularmente las ACV y las

emisiones gaseosas de las áreas geotermales, son mucho menos sensibles a registrar

variaciones del sistema magmático, debido al potente ambiente hidrotermal que involucra

acuíferos y el reservorio geotérmico, que actúa como efectivo filtro para las señales de

variaciones en el ambiente magmático, aumentando el tiempo de residencia y circulación de

los fluidos profundos y exponiéndolos a mayores procesos y modificaciones que enmascaran

la composición original.

El tratamiento que se realizó a la composición de la fase gaseosa indica que solo la

relación entre los gases no reactivos e inertes como el N2 y el He (y sus isótopos)

respectivamente, mostró importantes variaciones que podrían resultar efectivas para registrar

perturbaciones del sistema magmático, seguramente favorecidas por las características de baja

o nula reactividad y solubilidad de estas especies. Cabe destacar que las características

determinadas en las emisiones del área Chancho-Co, indican que podría existir alguna

vinculación con el ambiente magmático que alimenta el edificio volcánico, y en este caso

incluso las especies ácidas (por ejemplo la relación C/S) podrían indicar variaciones en el

estado de actividad del volcán. Sin embargo, el tiempo y costo que involucran las técnicas y

metodologías de toma de muestras y fundamentalmente de análisis de estas especies

mencionadas (reactivas y no reactivas), hace que sea poco factible considerarlas para un

trabajo de seguimiento y monitoreo que implica la obtención del dato con significativa

frecuencia y rapidez.

Las aguas del SVH son más sensibles a los cambios en las características del flujo

alimentador del volcán, en respuesta a perturbaciones del ambiente magmático. Estos cambios

se reconocen a partir de las variaciones en las características fisicoquímicas de las aguas

superficiales del edificio volcánico, y son efectivamente trasladadas al río Agrio a través de

las vertientes. Esto permite que desde el río Agrio superior, a su paso por la localidad de

Caviahue, se puedan obtener variaciones composicionales provenientes del edificio volcánico

con relativa rapidez. De esta manera, las aguas del SVH son mas adecuadas para el

seguimiento y posterior aplicación a trabajos de monitoreo, debido a la mayor factibilidad

para la obtención de una alta frecuencia de muestreo y la obtención del dato con rapidez. Sin

embargo, cabe aclarar que el poder para la identificación de señales precursoras desde aguas

es limitado comparado con lo que se puede obtener desde fases gaseosas. Por este motivo, en

el futuro se debe avanzar en la posibilidad de desarrollar metodologías que permitan obtener

información desde fases gaseosas en el edificio volcánico, con efectiva frecuencia y rapidez


237

para la obtención del dato. Mientras tanto, las aguas del SVH resultan ser la fuente mas

adecuada disponible para esta tarea.

Así, el trabajo de seguimiento geoquímico realizado en el SVH consistió en la

identificación de variaciones y/o anomalías en las características fisicoquímicas y

composicionales, a partir de un patrón de comportamiento estable (línea de base), atribuibles a

perturbaciones del sistema volcánico y que puedan ser utilizados como precursores eruptivos

en futuros trabajos de monitoreo en correlación con otras disciplinas volcanológicas. De

acuerdo con esto, los resultados y conclusiones obtenidas a partir del trabajo de seguimiento

del SVH son las siguientes:

El río Agrio es el miembro más sensible del SVH a los cambios estacionales por su

mayor superficie de exposición y por ser el mayor receptor de cursos de agua de deshielo

(AD) tributarios, mientras que las vertientes y el cráter presentan características mucho

menos dependientes de la estacionalidad, con temperaturas de hasta 80 y 50º C

respectivamente. Sin embargo, a mediados del 2004 se registró una anomalía térmica (AT )

en la laguna del cráter que llevó a un marcado descenso en la temperatura de las aguas, al

punto de producirse un congelamiento en la parte superficial entre los meses de junio y

agosto, situación nunca registrada hasta el momento.

El descenso en la temperatura y congelamiento de la laguna cratérica no estuvo

relacionado con condiciones ambientales, ya que las condiciones climáticas de la zona

durante el periodo de AT se mantuvieron dentro de los valores habituales para la época y la

región. Sin embargo, se considera que la ocurrencia de la AT dentro del periodo invernal

habría favorecido el congelamiento en la parte superficial de la laguna por la exposición a

las temperaturas menores a 0° C del invierno cordillerano.

El descenso en la temperatura de las aguas del cráter, y el consecuente congelamiento,

indica una disminución significativa parcial (o total?) del flujo térmico que alimenta la

laguna cratérica, señalando un comportamiento anómalo del sistema volcánico-hidrotermal

que se desarrolla en el interior del edificio volcánico durante el periodo de AT .

De acuerdo con la evolución temporal de la salinidad de los distintos miembros del

SVH, existe una mayor asociación entre la laguna cratérica (Cr) y la vertiente V1, y que

ambos se habrían afectado de manera más sensible a la disminución de flujo de

alimentación durante el intervalo AT . Los bajos valores en dicho intervalo en Cr y V1

responderían a un descenso en la permeabilidad en los conductos someros que alimenta


238

estas manifestaciones. Esta obstrucción parcial (o total?) de los conductos daría lugar a la

disminución en el flujo de ingreso que alimenta a la laguna cratérica y a la vertiente V1 (sin

que necesariamente sean los mismo). Los descensos en los valores de salinidad y

temperatura son más efectivos en la laguna cratérica (al punto de congelarse en la

superficie) como consecuencia de la mayor exposición a las condiciones climáticas

imperantes en la zona.

El aumento en la salinidad de V2 durante el periodo de AT , asociado a las altas

temperaturas que mantuvieron las vertientes en dicho intervalo, indica que no habría habido

una caída del flujo de origen profundo que alimenta al sistema en general, ya que de ser así

también se debería haber acusado en V2. Los altos valores de salinidad en V2 indican que

durante el intervalo AT , el flujo de descarga volcánico-hidrotermal se habría canalizado a

través del sistema de fracturas que conforman el conducto que alimenta a V2.

En la evolución temporal de la salinidad en el río Agrio, se identificó una primera etapa

con una oscilación entre valores relativamente constantes, y una segunda etapa con valores

de salinidad marcadamente superiores en concordancia con los aumentos registrados en Cr

y V1. Esto indica que aunque ambas vertientes dan nacimiento y alimentan al río Agrio, sus

variaciones composicionales estarían controladas principalmente por V1. En ambas etapas

de diferente salinidad del río Agrio, y durante todo el periodo de muestreo, la curva de

variación temporal responde a un patrón de estacionalidad. Se destaca que durante la

primera etapa el río Agrio presenta un patrón de comportamiento relativamente constante,

alterado durante el intervalo AT .

A partir de las variaciones en la concentración de los grupos iónicos en las aguas del

SVH, se identificó una excelente correlación entre las variaciones de salinidad y el grupo de

los aniones, mientras que con el grupo de los cationes la correlación es ligeramente menor,

particularmente en Cr y ambas vertientes. Esta correlación diferenciada indica que el grupo

aniónico ejerce un control preponderante en la composición de las aguas con respecto al

grupo catiónico, y por lo tanto, que la composición del sistema es controlada de manera

mucho más efectiva por el flujo de origen profundo enriquecido en volátiles magmáticos

(aniones) que por los productos de la interacción fluido-roca en el conducto y ambiente

volcánico-hidrotermal somero (cationes). Las diferencias de correlación entre los grupos

iónicos y la salinidad pueden reconocerse también en los distintos miembros del SVH para


239

el intervalo AT , siendo particularmente notable en los casos de la vertiente V1 y el río

Agrio.

De acuerdo con los valores de la relación aniones/SO4 para todos los miembros del

SVH, se identificó que durante el durante el intervalo AT , se produce inicialmente un

enriquecimiento SO4 y posteriormente en Cl y F, para luego estabilizarse. El ordenamiento

de enriquecimientos de las especies de origen magmático (aniones), es coherente con el

orden de desgasado de estas especies desde un fundido como así también desde un fluido

desgasificado en ascenso. De esta manera, se sugiere que el comportamiento anómalo del

sistema durante el intervalo AT , junto con el incremento en la concentración de SO4, habría

estado asociado a una perturbación del ambiente volcánico-hidrotermal somero,

probablemente en respuesta al ascenso de un flujo de origen profundo, consistentemente con

lo observado en la composición de las aguas del periodo eruptivo del año 2000.

Los altos valores de la relación catión/SO4 en el SVH, previamente a la anomalía y un

marcado descenso durante el intervalo AT (tendiendo a estabilizarse hacia el final del

periodo de muestreo), indica la existencia de una concentración relativamente elevada de

EFR disponibles en solución con respecto al SO4 antes de la anomalía, como consecuencia

del lixiviado de roca primaria; mientras que durante el intervalo AT se produce un descenso

relativo de estos valores como consecuencia del marcado aumento en SO4 para este período.

Estas variaciones están asociadas a procesos de saturación y precipitación de minerales

secundarios, que involucran tanto al material lixiviado somero como al proveniente desde

ambientes profundos. Esto es consistente con el aumento de especies sobresaturadas (yeso,

cuarzo, cristobalita y sílice amorfa,) en el sistema durante el intervalo AT .

El aumento de S en el sistema junto con el incremento de las especies saturadas durante

el intervalo AT , permite suponer que la caída en el flujo de ingreso de alimentación a la

laguna, que llevó a los bajos valores de salinidad y enfriamiento del cráter, estuvieron

asociados a un descenso en la permeabilidad en la parte superior del sistema volcánico-

hidrotermal, como consecuencia del marcado aumento en la precipitación de fases minerales

secundarias en el sistema de microfracturas que conforman el conducto (efecto sello). Este

marcado aumento en las concentraciones de SO4 y en el estado de sobresaturación del

sistema, habría respondido al arribo de un flujo ácido hiperconcentrado de origen profundo

al ambiente volcánico-hidrotermal somero, de manera consistente con lo observado con el

orden de desgasado identificado. La caída de la permeabilidad por obstrucción de


240

microfracturas, resultaría en un paulatino aumento de la presión, que alcanzando

determinado valor produciría una descompresión, liberando los conductos y reestableciendo

las condiciones de desgasado. La normalización del desgasado restablecería el mecanismo

convectivo de las aguas de la laguna, logrando nuevamente la homogenización térmica y

composicional, y de esta manera llevar a la laguna cratérica a su aspecto habitual.

Se considera que el proceso de descenso de la permeabilidad de la parte superior del

sistema, por una obstrucción parcial o total del sistema de fracturas (efecto sello), sería el

que controle los eventos eruptivos freáticos del aparato volcánico. Cuando la acumulación

de presión del sistema volcánico-hidrotermal somero alcanza determinado valor crítico, el

proceso de descompresión se produciría de manera violenta dando lugar a eventos eruptivos

de tipo freáticos como los registrados durante la década del 90. Esta hipótesis es coherente

con la composición del material piroclástico arrojado por el volcán durante las erupciones

freáticas de 1992 al 1995, cuyo material estaba compuesto principalmente por S y sílice

secundaria. Además, la explosión freática del año 1992 se produjo a través de un cráter

menor generado fuera de los límites del cráter activo principal que aloja a la laguna

cratérica, señalando que el efecto sello en el sistema de microfracturas del conducto puede

llegar a ser lo suficientemente eficiente, como para que la liberación de presión se tenga que

producir en forma adyacente al conducto principal obturado.

De manera muy similar a lo observado con el SO4, la variación de las especies iónicas

con respecto al Cl durante el intervalo AT , es consistente con la hipótesis del ingreso de

fluidos de origen profundo en el ambiente volcánico-hidrotermal somero y el aumento en la

saturación mineral en el sistema de fracturas que alimenta la parte superior del sistema.

Como se señaló anteriormente, el río Agrio es un sitio altamente indicado para la toma

de muestras en un trabajo de seguimiento y/o monitoreo, debido a su accesibilidad durante

todo el año (incluso el periodo invernal) y su estrecha relación con las aguas provenientes

del edificio volcánico. Por estos motivos, el río Agrio superior (en el sitio “puente

Caviahue”, figura 7.01) ha sido el miembro del SVH con mayor frecuencia de muestreo.

Otro dato a considerar es que el río Agrio es el miembro más sensible del SVH a los

cambios estacionales por su mayor superficie de exposición. La conducta estacional le

confiere al río Agrio un patrón de comportamiento predecible, a partir del cual observar

rápidamente si se produjera una variación significativa en el sistema volcánico que lo

alimenta, independientemente de las relaciones iónicas como se observó en las figuras (7.04


241

y 7.08), y a partir de ello afinar la vigilancia en el edificio volcánico. Esta situación es

particularmente notable con la interferencia del intervalo AT en la etapa de comportamiento

más regular del río Agrio durante todo el periodo de muestreo.

En la evolución temporal de las concentraciones de las especies catiónicas más

importantes (EFR) en el río Agrio, se reconoce un comportamiento general que se ajusta al

patrón marcadamente estacional, y donde se identificó un comportamiento anómalo para las

especies K, Mg y Al justamente durante el intervalo AT . Estas especies presentan valores

relativamente mayores a los esperados para la etapa del año de altas precipitaciones. El

mismo comportamiento se identificó para el patrón de variaciones composicionales de

especies minoritarias como el Mn y el B.

Las concentraciones de Mg y Mn aumentan durante el intervalo AT , de la misma forma

que lo hicieran durante el periodo eruptivo del 2000. Los incrementos en los valores de Mg

y Mn están asociados y responderían a fluidos enriquecidos por la interacción con

ambientes magmáticos relativamente jóvenes ricos en olivinas y piroxenos, consistente con

la composición basáltica andesítica del edificio del volcán Copahue y en particular con el

material juvenil eyectado en la erupción del 2000, de características máficas con altos

contenidos de olivinas clinopiroxenos y plagliocasa. Cabe destacar que no se producen

precipitaciones de minerales secundarios que contengan Mg en las condiciones de pH y

temperatura que caracterizan a este ambiente, por tal motivo se considera que las

variaciones en la concentración de Mg reflejan directamente cambios en el proceso de

interacción agua-roca del sistema. De manera similar, las concentraciones de Al y K

presentan un incremento durante el intervalo AT al igual que sucediera para el periodo

eruptivo del 2000. El incremento en estas especies se debería a los altos contenidos en la

mineralogía involucrada en el proceso de interacción agua-roca, consistente con los altos

contenidos de K en las rocas de la región y plagioclasas andesina y labradorita para el caso

del Al. Por otro lado, el B es una especie magmática fácilmente transportada por fluidos en

ascenso y que puede ser considerada conservativa, por lo tanto el incremento en sus valores

durante el intervalo AT es coherente con la hipótesis de un pulso de fluidos concentrados de

origen profundo.

En la evolución temporal de las concentraciones de las especies aniónicas más

importantes (SO4, Cl y F) en el río Agrio, al igual que en las especies catiónicas, se

reconoció el patrón de variaciones estacional con un anómalo incremento en las


242

concentraciones durante el intervalo AT , modificando claramente el patrón estacional. Esto

es consistente con lo observado anteriormente, con un flujo anómalo de fluidos ácidos

hiperconcentrados de origen profundo, y del mismo modo con el aumento en las

concentraciones de especies catiónicas liberadas por el incremento de la interacción agua-

roca en el sistema profundo y en el interior del edificio volcánico. La alta disponibilidad de

especies iónicas en solución, habría favorecido los procesos de precipitación y descenso de

la permeabilidad en la parte superior del sistema donde la circulación de fluidos se reduce,

de acuerdo con el estado de sobresaturación mineral identificado para el intervalo AT , con

el consecuente descenso en el flujo de ingreso en la laguna del cráter.

De acuerdo con las variaciones temporales registradas para las distintas especies

químicas y respectivas relaciones en el SVH, se considera que las relaciones SO4/Cl, Mg/Cl

y Mg/SO4 pueden ser adecuados indicadores de perturbaciones en el ambiente volcánico-

hidrotermal, y se considera que deben ser seguidos ante la posibilidad de que puedan ser

utilizados como precursores. Se identificó una mejor correlación de anomalías durante el

intervalo AT entre las relaciones SO4/Cl y Mg/Cl, mientras que la relación Mg/SO4 presenta

una anomalía que parece anticiparse al intervalo AT . La aplicación de la relación SO4/Cl

parece ser mas efectiva en las vertientes que en el cráter y río Agrio, mientras que la

relación Mg/Cl se hace notable también en el cráter, y la relación Mg/SO4 anticipa la

anomalía claramente en el río Agrio y vertientes. El incremento en la relación SO4/Cl puede

relacionarse a un proceso intrusivo de magma joven en el sistema o al desgasado de un

fluido profundo en ascenso, respondiendo al tren de desgasado ya señalado, debido a la

menor solubilidad de las especies de S (SO2 y H2S) con respecto al HCl tanto en magmas

como acuíferos. Un aumento en la relación SO4/Cl fue observado también en el sistema

durante el evento eruptivo del año 2000. La relación Mg/Cl es un difundido parámetro de

aplicación en el seguimiento geoquímico de volcanes activos. Asumiendo que el Cl

proviene únicamente del gas magmático HCl y que el Mg es liberado por los procesos de

interacción agua-roca, un incremento en la relación sugiere inyección de magma fresco en el

sistema y el posterior descenso indica el subsiguiente desgasado del HCl. La relación Mg/Cl

mostró un marcado aumento durante la erupción del 2000 también, particularmente en las

aguas del río Agrio. Sin embargo, esta relación indica también perturbaciones menores del

ambiente volcánico-hidrotermal sin que necesariamente hubiera ocurrido una inyección

magmática.


243

De acuerdo con las observaciones realizadas, se considera que la anomalía (AT )

registrada durante el año 2004 responde aun pulso de fluidos profundos hiperconcentrados

más que a un fenómeno de intrusión magmática, ya que un “input” magmático implicaría

una energía de flujo que difícilmente hubiera sido contenida por una obturación de

minerales secundarios. De esta manera, la anomalía registrada estaría más relacionada a los

eventos eruptivos freáticos de 1992 y 1995 que al evento eruptivo freatomagmático del año

2000.

Se planteó un modelo conceptual geoquímico en profundidad a partir de la

caracterización geoquímica realizada en el presente trabajo, en conjunto con la información

existente sobre actividad sísmica de la zona, los procesos de deformación identificados para

el área y el reservorio geotérmico. El modelo se presenta a través de un corte esquemático

conceptual en profundidad, que involucra a los distintos ambientes que integran el sistema

volcánico-magmático-hidrotermal de la región. Esto implica no solo la existencia de la

cámara magmática y el conducto volcánico, sino también la participación de la zona de

comportamiento plástico rodeando la fuente magmática y el importante sistema hidrotermal

asociado.

A través del modelo conceptual geoquímico se esquematizó la relación entre los

distintos ambientes interpretados que componen el sistema volcánico-magmático-

hidrotermal de la región, y el origen de los flujos profundos que alimentan los sistemas

someros y responsables de las anomalías observadas. Esto último, permitió correlacionar las

variaciones identificadas desde el punto de vista geoquímico, con los procesos sismológicos

y deformacionales, e interpretar los procesos profundos que pudieran originarlas.

De acuerdo con la información obtenida sismológica y de deformación se definió una

zona de autosello o “carapace”, que controla la emisión de los fluidos magmáticos

acumulados y concentrados en la zona plástica, hacia la zona frágil a través de fracturas que

alimentarán las manifestaciones superficiales. Esta estrecha zona se comporta como un sello

relativamente impermeable, corresponde al límite frágil-dúctil y se desarrollaría siguiendo

la isoterma de 350°-400° C, a unos 3 a 4 kilómetros por debajo de la superficie.

La zona de autosello o “carapace” separa dos diferentes ambientes hidrotermales: a) un

ambiente hidrotermal somero que se desarrolla entre el sello y la superficie, cuya recarga

suele estar controlada desde el ambiente meteórico-atmosférico; y b) un ambiente

desarrollado por debajo del sello en la zona plástica, caracterizado por la acumulación en


244

formas lenticulares de fluidos exsueltos desde un cuerpo magmático, formando salmueras

hiperconcentradas.

En el área de estudio, el ambiente hidrotermal somero está representado por el ambiente

volcánico-hidrotermal que se aloja en el interior del edificio volcánico, cuyas

manifestaciones superficiales son la laguna del cráter y las vertientes. Hacia el noreste y

fuera del edificio volcánico, el reservorio geotérmico y las áreas termales asociadas

representan un sistema hidrotermal mucho más desarrollado, con una clara influencia

magmática, pero controlado por la recarga de origen meteórico y sin relación aparente con

el conducto del edificio volcánico. Por otro lado, el ambiente desarrollado debajo del sello

en la zona plástica dominado por las salmueras hiperconcentradas, corresponde a la zona de

acumulación de los fluidos exsueltos (en formas lenticulares) desde la cámara magmática,

que a través del conducto (tipo chimenea) alimentan principalmente al ambiente volcánico-

hidrotermal somero del edificio volcánico.

Los fluidos hiperconcentradas acumulados en zona plástica mantienen las condiciones

ácidas oxidantes características de ambientes magmáticos. El constante flujo ascendente a

través del conducto al ambiente volcánico-hidrotermal somero, y el corto tiempo de

residencia de los fluidos que esto implica, impiden en la zona de conducto el desarrollo de

un ambiente reductor típico de ambientes profundos, favoreciendo el arribo de los fluidos al

ambiente somero manteniendo condiciones oxidantes y de acidez similares a las originales

en profundidad. De esta manera, el flujo probablemente se encuentre enriquecido en la

especie de S magmática original SO2, además de HCl, HF y HBr, consistente con lo

observado en la composición de las aguas del SVH. Contrariamente, el importante sistema

hidrotermal que involucra al reservorio geotérmico, carece de un conducto con un efectivo

sistema de fracturas tipo chimenea como el edificio volcánico, y de esta manera el mayor

tiempo de residencia y circulación de los fluidos favorecería la interacción con la roca de

caja, y la consecuente conversión de los fluidos magmáticos a condiciones neutras y

reductoras características de estos ambientes. Esto es consistente con las altas

concentraciones de H2S, H2 y CH4 registradas en las fumarolas de las áreas geotermales y el

pozo geotérmico. La acidez de las aguas en superficie se debe a la oxidación del H2S en

superficie y su transformación a H2SO4, ya que las otras especies ácidas como HCl y HF por

ser más solubles quedan mayormente retenidas en aguas subsuperficiales y se empobrecen

en la composición superficial, como se ha observado en las ACV.


245

De acuerdo con el modelo conceptual geoquímico presentado, y la estrecha relación

planteada entre los distintos ambientes del sistema volcánico-magmático-hidrotermal, se

considera que el lapso de comportamiento anormal del SVH dentro del periodo de muestreo,

denominado intervalo AT , estaría estrechamente relacionado con el pico de actividad

sísmica registrado durante enero del 2004, y con el mecanismo que controla el proceso de

deflación del edificio volcánico. Se asocia el incremento de los eventos sísmicos en enero

del 2004 a un incremento en la presión de fluidos en la zona plástica, que generó un

brechamiento del “carapace” y una descompresión mayor a lo habitual. Esta situación

habría permitido una liberación y desgasado de fluidos hiperconcentrados mayores a los

habituales hacia el ambiente volcánico-hidrotermal somero, dando lugar a los picos de

concentración en el SVH (vertientes y río Agrio) y los valores de sobresaturación mineral

registrados en el la laguna del cráter.

El aumento en los procesos asociados de sobresaturación y precipitación de minerales

secundarios en el ambiente volcánico-hidrotermal somero, serían los responsables del

descenso en la permeabilidad de la parte superior del sistema, con la consecuente

disminución en el flujo de ingreso a la laguna del cráter, el descenso en la temperatura y

congelamiento de su superficie durante el 2004. Esto es consistente con la composición del

material piroclástico eyectado durante las erupciones freáticas de 1992 y 1995, cuya

composición estaba dominada por S y sílice secundaria. De la misma forma, se considera

que un aumento en la obturación del sistema somero podría llevar a un valor crítico de la

presión, y que este podría haber sido el mecanismo que generó las erupciones freáticas que

se registraron en el pasado en el volcán, sin que necesariamente se hubiera producido una

inyección magmática en el sistema.

Se asocia la erupción freatomagmática ocurrida en julio del 2000, (el evento eruptivo

más importante registrado en el volcán Copahue), a una inyección de magmas no

evolucionados desde ambientes profundos en la zona de cámara magmática somera que

alimenta el ambiente superficial, generando una perturbación del sistema y actuando como

mecanismo disparador del evento eruptivo. Esto es consistente con drástico cambio

observado en la composición de las emisiones gaseosas con posterioridad al año 2000,

desde composiciones enriquecidas en N2 características de arco andesíticas a valores

enriquecidos en He con altas relaciones isotópicas 3He/4He típicas de ambientes mantélicos.


246

Se considera que el arribo de un pulso de fundido profundo no evolucionado que

desestabilice la cámara magmática andesítica somera, sería el mecanismo que controle los

eventos eruptivos magmáticos de gran magnitud del volcán Copahue. Esto es consistente

con la hipótesis de la activa conexión entre la cámara magmática somera y el ambiente

mantélico profundo, de acuerdo con los altos valores en la relación 3He/4He (los más altos

hasta el momento en la Cordillera de los Andes) y los valores de δ13C-CO2 con

características mantélicas, registrados en las emisiones gaseosas. Esta situación estaría

favorecida por el adelgazamiento cortical y la anomalía de ascenso astenosférico

identificada para la zona de tras-arco entre los 37° y 39° S, y cuyo único centro emisor

activo involucrado es el Complejo Volcánico Copahue-Caviahue.

Cabe destacar, que aunque este trabajo aporta una línea de base geoquímica y una

caracterización integral del sistema general, delineando un seguimiento geoquímico del

sistema volcánico en particular en correlación con otras disciplinas volcanológicas, esta Tesis

solo sienta las bases para futuras investigaciones tendientes a profundizar el conocimiento

sobre el comportamiento de los fluidos en este sistema volcánico. De esta manera, permitirá

también avanzar en el desarrollo de nuevas técnicas para la identificación de precursores de

actividad eruptiva y su aplicación en futuros trabajos de monitoreo para este volcán activo,

considerando la importancia de esta tarea para las dos localidades aledañas (Caviahue y

Copahue).

Finalmente, teniendo en cuenta la alta aplicación de esta disciplina en el plano del

Riesgo Volcánico y su escaso o nulo desarrollo hasta el momento en nuestro país, esta Tesis

sienta las bases para la extensión de los trabajos de geoquímica de fluidos a otros sistemas

volcánicos y geotermales. Esta consideración general es especialmente relevante

considerando los numerosos volcanes activos que se encuentran a lo largo de la cordillera de

los Andes, y teniendo en cuenta las amplias regiones lindantes con comunidades que

potencialmente podrían ser afectadas, contribuyendo así con información primordial requerida

por los organismos correspondientes para la seguridad de toda región cuyos habitantes viven

en las áreas de influencia de un volcán activo.

REFERENCIAS MARIANO R. AGUSTO

247

REFERENCIAS


248

Agricola, G., 1556. De Re Metallica. Basel: Froben.

Aguirre, L., Hervé, F., Godoy, W., 1972. Distribution of metamorphic facies in Chile: an outline. Krystalinikum, 9, 7-19.

Agusto, M., Tassi, F., Caselli, A., Vaselli, O., Tedesco, D., Poreda, R., 2007. Chemical and isotopic features of thermal fluid discharges in the volcano-hydrothermal system of Caviahue-Copahue volcanic complex (Argentina). GEOSUR (INTERNATIONAL GEOLOGICAL CONGRESS ON THE SOUTHERN HEMISPHERE, Santiago de Chile - 19/20 November 2007. Actas: 9.Chile.

Agusto, M., Caselli, A., Tassi, F., Vaselli, O., Darrah, T., 2008. Estudio geoquimico preliminar del sistema volcánico-hidrotermal Copahue-Caviahue (Argentina): origen de los fluidos y relación con la actividad volcano-tectónica. XVII Congreso Geológico Argentino. Jujuy.

AICRNLN (Autoridad Interjurisdiccional de Cuencas Río Negro, Limay y Neuquén), 2007. Datos meteorológicos de la región de Caviahue entre los años 2003 y 2007. Cipolletti, Río Negro, Informe Inédito, 5 pp.

Allegre, C., Sarda, P., Staudacher, T. 1993. Speculations about the cosmic origin of He and Ne in the interior of the Earth. Earth Planet. Sci. Lett., 117, 229-233.

Anderson, D. L., 1993. Helum-3 from the mantle: primordial signal or cosmic dust?. Science, 261, 170-176.

Arnórsson, S., 1985. The use of mixing models and chemical geothermometers for estimating underground temperatures in geothermal system. . J. Volcanol. Geother. Res. 23, 299-335.

Arnórsson, S., 2000. Isotopic and chemical techniques in geothermal exploration, development and uses. In: IAEA (ed), Vienna.

Arnórsson, S, Gunnlaugsson, E., 1985. New gas geothermometers for geothermal exploration. Calibration and application. . Geochimica et Cosmochimica Acta 49, 1307-1325.

Baker, J., Fritz, P., 1981. Carbon isotope fractionation during microbial methane oxidation. Nature 293, 289-291.

Barin, I. y Knacke, O. 1973. Thermochemical Properies of Inorganic Substances. Heidelberg, Springer Verlag.

Bengoa, A., Horne, E., Caselli, AT., Ibañez, J. 2008. Análisis de la actividad sísmica de la región de Copahue-Caviahue, provincia del Neuquén, Argentina: localización de los eventos volcano-tectónicos. XVII Congreso Geológico Argentino. Jujuy. Actas: 1121-1122.

Bermúdez, A., Delpino, D., López Escobar, L., 2002. Caracterización geoquímica de lavas y piroclastos holocenos del volcán Copahue, incluyendo los originados en la erupción del año 2000. Comparación con otros volcanes de la Zona Volcánica Sur de los Andes. XV Congreso Geológico Argentino, Calafate. Actas 1, 377-382.


249

Blank, J., Stolper, E., Carrol, M., 1993. Solubilities of carbon dioxide and water in rhyolitic melt at 850°C and 750 bars. Earth and Planetary Science Letters 119, 27-36.

Bohm, M., Lüth, S., Echtler, H., Asch, G., Bataille, K., Bruhn, C., Rietbrock, A., Wigger, P., 2002. The Southern Andes between 36° and 40° latitude: seismicity and average seismic velocities. Tectonophysics, 356, 275-289.

Bottinga, Y., Javoy, M., 1990. MORB degassing: Bubble growth and ascent, Chem. Geol. 81, 255-270

Bracaccini, O., 1970. Rasgos tectónicos de las acumulaciones Mesozoicas en las provincias de Mendoza y Neuquén, República Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 35 (2), 275-284.

Brandes, J.A., Hazen, R.M., Yoder, H.S., 2008. Inorganic Nitrogen Reduction and Stability under Simulated Hydrothermal Conditions. Astrobiology, 8(6), 1113-1126. doi:10.1089/ast.2007.0187.

Brasse, H., Soyer, W., 2001. A magnetoteluric study in the Southern Chilean Andes. Geophysical Research Letters 28 (19), 3757-3760.

Brown, G., Rymer, H., Stevenson, D. 1991. Volcano monitoring by microgravity and energy budget analyses. Journal Geological Society of London 148, 585-593.

Browne, P.R.L., 1978. Hydrothermal alteration in active geothermal fields. Ann. Rev. Earth Plan. Sci., 6, 229-250.

Capaccioni, B., Martini, M., Mangani, F., Giannini, G., Nappi, G., Prati, F., 1993. Light hydrocarbons in gas-emissions from volcanic areas and geothermal fields. Geochemical Journal 27(7-17).

Capaccioni, B., Martini, M., Mangani, F., 1995. Light hydrocarbons in hydrothermal and magmatic fumaroles: hints of catalytic and thermal reactions. Bulletin of Volcanology 56, 593-600.

Capaccioni, B., Mangani, F., 2001. Monitoring of active but quiescent volcanoes using light hydrocarbon distribution in volcanic gases: the results of 4 years of discontinuous monitoring in the Campi Flegrei (Italy). Earth and Planetary Science Letters 188, 543-555.

Carmichael, I., Ghiorso, M., 1986. Oxidation-reduction relations in basic magma: a case for homogeneous equilibria. Earth and Planetary Sciences Letters 78, 200-210.

Carrol, M., Holloway, J., 1994. Volatiles in magma. In: Mineral R (ed), pp 1-517.

Caselli, A.T., Agusto M.R. y Fazio A. 2005. Cambios térmicos y geoquímicos del lago cratérico del volcán Copahue (Neuquén): posibles variaciones cíclicas del sistema volcánico. XVI Congreso Geológico Argentino, T 1: 751-756. La Plata.

Caselli, A.T., Dapeña, C., Agusto, M. y Delgado Huertas, A., 2006. Geothermal Copahue volcano system, Argentina. New stable isotope and geochemical data. V South American Symposium on Isotope Geology, Actas: 332-336. Uruguay.


250

Caselli, A.T., Agusto, M.R., Bengoa,C.L. , Vélez, M.L. , Fazio, A., Dapeña, C. dos Santos Afonso, M. y Farias, S., 2006. Estudio y seguimiento del volcán Copahue (Neuquén). IIº Encuentro E-ICES International Center for Earth Sciences. Actas: 47. Buenos Aires.

Cecioni, A., Alfaro, G., Pincheira, M., Pineda., V., Arce, M., Cares, R., Reyes, M., Valenzuela, G., Melnick, D., 2000. Elaboración de mapas zonificados de peligrosidad volcánica. INGENDESA S.A. (no publicado), Universidad de Concepción, 250 pp.

Cembrano, J., Shermer, E., Lavenu, A., Sanueza, A., 2000. Contrasting nature of the formation along an intraarc shear zone, the Liquiñe-Ofqui fault zone, Southern Chilean Andes. Tetonophysics, 319, 129-149. doi: 10.1016/S0040-1951(99)00321-2.

Chang, C.L., 1984. Triangular diagrams for predication of aquifer chemistry: Geotherm. Res. Council Trans. 8,373-376.

Chiodini, G., Cioni, R., Raco, B., Scandiffio, G., 1991. Carbonyl sulphide (COS) in geothermal fluids: an example from the Larderello field (Italy). Geothermics 20, 319-327.

Chiodini, G., Cioni, R., Marini, L., 1993. Reactions governing the chemistry of crater fumaroles from Vulcano Island, Italy, and implictions for volcanic surveillance. Applied Geochemistry 8, 357-371.

Chiodini, G., Cioni, R., 1989. Gas geobarometry for hydrothermal systems and its application to some italian geothermal areas. Applied Geochemistry 4, 465-472.

Chiodini, G., Marini, L., 1998. Hydrothermal gas equilibria: the H2O-H2-CO2-CO-CH4 system. Geochimica et Cosmochimica Acta 62, 2673-2687.

Christenson, B., Wood, C., 1993. Evolution of a vent-hosted hydrothermal system beneath Ruapehu Crater Lake, New Zealand. Bulletin of Volcanology 55, 547-565.

Cioni, R., Dàmore, F., 1984. A genetic model for the cráter fumaroles of Vulcano island (Cicily, Italy). Geothermics 13 (4), 375-384.

Cioni, R., Corazza, E., D’Amore, F., 1984. Radon in fumarolic gases from Vulcano Island (Sicily, Italy). Geothermics, 13, 385-388.

Cobbold, P.R., Rossello, E.A., 2003. Aptian to recent compresional deformation of the Neuquen basin, Argentina. Marine and Petroleum Geology, 20, 423-442.

Coleman, D., Risatti, J., Schoell, M., 1981. Fractionation of carbon and hydrocarbon isotopes by methane-oxidizing bacteria. Geochimica et Cosmochimica Acta 45, 1033-1037.

Coleman, M., Shepherd, T., Rouse, J., Moore, G., 1982. Reduction of water with zinc for hydrogen isotope analysis. Analytical Chemistry 54, 993-995.

Cortecci, G., Dinelli, E., Bolognesi, L., Boschetti, T., Ferrara, G., 2001. Chemical and isotopic composition of wáter and disolved sulfate from shallow Wells on Vulcano Island, Aeolian Archipelago, Italy. Geothermics, 30, 69-91.

Craig, H., 1961. Isotopic variations in meteoric waters. Science 133, 1702-1203.

Craig, H., 1963. The isotopic composition of water and carbon in the geothermal areas. In: Nuclear geology of geothermal areas. E. Tongiorgi erd., Pisa, pp 17-53.


251

CRC 2001. Handbook of Chemistry and Physics, 82th E. CRC Press, 2608 p. Boca Raton.

Dalziel, I.W.D., Storey, B.C., Garrett, S.W., Grunow, A.M., Herrod, L.D.B., Pankurst, R.J., 1987. Extensional tectonics and the fragmentation of Gondwana. En: Coward, M.P. (ed.) Continental Extensional Tectonics, Geological Society Special Publication, 28, 433-441, London.

D’Amore, F., Panichi, C., 1980. Evaluation of deep temperatures of hydrothermal system by a new gas geothermometer. Geochimica et Cosmochimica Acta 44, 549-556.

DÁmore, F., Sierrra, J., Panarello. 1988. Informe Avance del Contrato de Investigación OIEA Nº 3988/IG.

DÁmore, F., Bolognesi, L., 1993. Isotopic variation of the hydrothermal system on Vulcano Island, Italy. Geochem. Cosmochim. Acta, 57, 2069-2082.

Darling, W., 1998. Hydrothermal hydrocarbon gases: 1, Genesis and geothermometry. Applied Geochemistry 13, 815-824.

Delmelle, P., Bernard, A., 1994. Geochemistry, mineralogy, and chemical modeling of the acid crater lake of Kawah Ijen Volcano, Indonesia. Geochimistri et Cosmochimistri Acta 58 (11), 2445-2460.

Delmelle, P., Bernard, A., 2000 a. Volcanic Lakes. Encyclopedia of Volcanoes. Academic Press, pp. 877-896.

Delpino, D. y Bermudez, A., 1992. Informe sobre la actividad eruptiva del volcán Copahue entre los días 31707792 y 14710792. Proyecto Riesgo Volcánico Neuqén, Dirección Provincial de Minería, Ministerio de la Producción. Zapala, Neuquén, Informe inédito: 45pp.

Delpino, D. y Bermudez, A., 1993. La actividad del volcán Copahue durante 1992. Erupción con emisiones de azufre piroclástico. Provincia de Neuquen, Argentina. XII Congreso Geológico Argentino y II Congreso de Exploración de Hidrocarburos Actas 4, 292-301.

Delpino, D. y Bermúdez, A. 1995. Eruptions of pyroclastic sulphur at cráter lake of Copahue Volcano, Argentina. International Union of Geodesy and Geophysics. XXI General Assembly, Abstracts, 128.

Delpino, D. y M. Bermúdez, A. 2002. La erupción del volcán Copahue del año 2000. Impacto social y al medio natural. Provincia del Neuquén. Argentina. Actas del 15 Congreso Geológico Argentino, Actas 3: 365-370.

DeMets, C., Gordon, R., Argus, D., Stein, S., 1994. Effect of recent revision to the geomagnetic reversal time scale on estimate of current plate motion. Geophysical Research Letters, 21 (20), 2191-2194. doi: 1029/94(GL)02118.

Devine, J., Sirgudsson, H., Davis, A., Self, S., 1984. Estimates of sulfur and chlorine yield to the atmosphere from volcanic eruptions and potential climatic effects. Journal of Geophysical Research 89, 6309-6325.

Dewey, J.F., Lamb, S.H., 1992. Active tectonics in the Andes. Tectonophysics, 205, 79-95.


252

Dolomieu, D., 1788. Memoire sur les iles Ponces et catalogue raisonne des produits de l‟Etna. Paris :525 pp. Drobner, E., Huber, H., Stetter, K.. 1990. Thiobacyllus ferrooxidans, a facultative hydrogen oxidizer. Applied Enviromental Microbiology., 56, 2922-2923.

Eisner, P., 1991. Tectonostratigraphic evolution of Neuquen basin, Argentina. Master Thesis, Rice University (inédita), 56 p., Houston.

Ellis, A., Mahon, W., 1964. Natural hydrothermal systems and experimental hot water/rock interactions. Geochimica et Cosmochimica Acta 28, 1323-1357.

Ellis, A., Mahon, W., 1977. Chemistry and geothermal systems. In: Press A (ed), New York.

Epstein, S., Mayeda, T., 1953. Variation of the 18O/16O ratio in natural waters. Geochimica et Cosmochimica Acta 4, 213-224.

Farley, K., Poreda, R., 1993. Mantle neon and atmospheric contamination. Earth and Planetary Science Letters 114, 325-339.

Fazio, A.M., Agusto, M., Farías, S.S., Caselli A.T., 2008. Evaluación de posibles fases minerales en equilibrio en el sistema volcánico Copahue (Neuquén) y su vinculación con parámetros químicos. XVII Congreso Geológico Argentino. Jujuy. Actas: 1343-1344.

Ferrara, G., Magro, G., 1986. Rare gases systematic (He, Ne, Ar) as a tool in the study of volcanic eruption precursors. Per. Mineral., 55, 5-13.

Fisher, T., Arehart, G., Sturchio, N., Williams, S., 1996. The relationship between fumarole gas composition and eruptive activity at Galeras Volcano, Colombia. Geology 24(6), 531-534.

Fischer, T., Sturchio, N., Stix, J., Arehart, G., Counce, D., Williams, S., 1997. The chemical and isotopic composition of fumarolic gases and spring discharges from Galeras Volcano, Colombia. . Journal of Volcanology and Geothermal Research 77, 229-253.

Fisher, T., Hilton, D., Zimmer, M., Shaw, A., Sharp, Z., Walker, J., 2002. Subduction and recycling of nitrogen along the Central America margin. Science 297, 1154-1157.

Folguera, A., Ramos, V., 2000. Control Estructural del volcán Copahue (38°S-71°O): Implicancias tectónicas para el Arco Volcánico Cuaternario (36-39°S). Revista de la Asociación Geológica Argentina, 55(3), 229-244.

Folguera, A., Ramos, V.A., 2002. Partición de la deformación durante el Neógeno en los Andes Patagónicos Septentrionales- (37°-46°S). Revista de la Asociación Geológica de España, Vol. 15 , No. 1-2, p. 81-94.

Folguera, A., Ramos, V.A., Melnick, D., 2002. Partición de la deformación en la zona del arco volcánico de la Cordillera Neuquina en los últimos 30 Ma (36°-39°S). Revista Geológica de Chile, 29 (2), 227-240.

Folguera, A., Ramos, V.A., Melnick, D., 2003. Recurrencia en el desarrollo de cuencas de intraarco: colapso de estructuras orogénicas, Cordillera Neuquina (37°30‟S). Revista de la Asociación Geológica Argentina, 58, 3-19.


253

Folguera, A., Ramos, V.A., Hermanns, R., Naranjo, J.A., 2004. Neotectonics in the foothills of the sourthernmost central Andes (37°-38°S). Evidence of strike-slip displacement along the Antiñir-Copahue fault zone. Tectonics, 23 TC 508. doi: 10.1029/2003TC001533.

Folguera, A., Zapata, T., Ramos, V.A., 2006. Late Cenozoic extension and evolution of the Neuquen Andes. En Kay, S.M, Ramos, V.A., eds., Evolution of the Andean margin: A tectonic and magmatic view from the Andes to the Neuquen basin (35°-39°S lat). Geological Society of America Special Paper, 407. doi: 10.1130/2006.2407(12).

Folguera, A., Introcaso, A., Giménez, M., Ruiz, F., Martinez, P., Tunstall, C., García Morabito, E., Ramos, V.A., 2007. Crustal attenuation in the Sourthern Andean retroarc (38°-39°30‟ S) determined from tectonic and gravimetric studies: The Lonco-Luán asthenospheric anomaly. Tectonophysics, 239, 129-147.

Fournier, R.O., 1985. The behavior of silica in hydrothermal solutions. Rev. Econ. Geol. 2, 45-62.

Fournier, R.O., 1991. Water geothermometers applied to geothermal energy. En: F. DÁmore (coordinator), Application of Geochemistry in Geothermal Reservoir Development. UNITAR-UNDP, Rome, pp. 37-69.

Fournier, R.O., 2006. Hydrothermal systems and volcano geochemistry, in Volcano Deformation, edited by D. Dzurisin, pp. 153-194, Springer. [online] Available from: http://dx.doi.org/10.1007/978-3-540-49302-0_5

Fournier, R., Truesdell, A., 1973. An empirical Na-K-Ca geothermometer for natural waters. Geochimica et Cosmochimica Acta 37, 1255-1275.

Gansser, A., 1973. Facts and theories on Üie Andes. Journal of the Geological Society, Vol. 129, p: 9-131.

Gammoms, C.H., Wood, S.A., Pedrozo, F., Varekamp, J.C., Nelson, B., Shope, C.L., Baffico, G., 2005. Hydrogeochemistry and rare earth element behavior in a volcanically acidified watershed in Patagonia, Argentina. Chem. Geol. 222, 249-267.

García Morabito, E., Folguera, A., 2005. El alto de Copahue-Pino Hachado y la fosa de Loncopué: un comportamiento tectónico episódico, Andes neuquinos (37°-39° S). Revista Asociación Geológica Argentina, 60 (4), 742-761.

García Morabito, E., Götze, H.J. y Ramos, V.A., 2009. Tertiary tectonics of the retro-arc area between 38º15‟ and 40ºS latitude. Tectonophysics (en revisión).

Gerlach, T., Westrich, H., Casadevall, T., Finnegan, D., 1994. Vapor saturation and accumulationin magmas of the 1989-1990 eruption of Redoubt Volcano, Alaska. Journal of Volcanology and Geothermal Research 62, 317-337.

Gerlach, T., McGee, K., 1994. Total sulfur dioxide emissions and pre-eruption vapor-saturated magma at Mount St. Helens, 1980-88. Geophysical Research Letters 21(25), 2833-2836.

Giggenbach, W.F., 1975. A simple method for the collection and analysis of volcanic gas samples. Bulletin of Volcanology 39, 132-145.


254

Giggenbach, W.F., 1975. Variations in the carbon, sulfur and chlorine contents of volcanic gas discharges from White Island, New Zealand. Bulletin of Volcanology 39, 15-27.

Giggenbach, W.F., 1978. The isotope composition of waters from the El Tatio geothermal field, northern Chile. Geochimica et Cosmochimica Acta 42, 979-988.

Giggenbach, W.F., 1980. Geothermal gas equilibria. . Geochimica et Cosmochimica Acta 44, 2021-2032.

Giggenbach, W.F., 1982. The chemical and isotopic composition of gas discharges from New Zealand andesitic volcanoes. Bulletin of Volcanology 45, 253-255.

Giggenbach, W.F., 1984. Mass transfer in hydrothermal alteration systems- A conceptual approach. Geochimica et Cosmochimica Acta 48, 2693-2711.

Giggenbach, W.F., 1987. Redox processes governing the chemistry of fumarolic gas discharges from White Island, New Zealand. Applied Geochemistry 2, 143-161.

Giggenbach, W.F., 1988. Geothermal solute equilibria, derivation of Na-K-Mg-Ca geoindicators. Geochimica et Cosmochimica Acta 52, 2749-2765.

Giggenbach, W.F., 1991. Chemical techniques in geothermal exploration. In: Application of Geochemistry in Geothermal Reservoir Development. UNITAR, New York, pp 253-273.

Giggenbach, W.F., 1991. Redox processes accompanying the deposition of minerals in volcanic-magmatic-hydrothermal systems. Geol. Surv. Jpn. Rep. 277, 91-96.

Giggenbach, W.F., 1992. Isotopic shift in waters from geothermal and volcanic systems along convergent plate boundaries and their origin. Earth and Planetary Science Letters 11, 495-510.

Giggenbach, W.F., 1992. Magma degassing and mineral deposition in hydrothermal systems along convergent plate boundaries. Economic Geology 87, 1927-1944.

Giggenbach, W.F., 1992a. The composition of gases in geothermal and volcanic systems as a function of tectonic setting. In: Proceedings of the Seventh International Symposium on Water-Rock Interaction. Park City, Utah, pp 873-878.

Giggenbach, W.F., 1992b. Isotopic shifts in waters from geothermal and volcanic systems along convergent plate boundaries and their origin. Earth and Planetary Science Letters 113, 495-510.

Giggenbach, W.F., 1992c. Magma degassing and mineral deposition in hydrothermal systems along convergent plate boundaries. Economic Geology 87, 1927-1944.

Giggenbach, W.F., 1993. Redox control of gas compositions in Philippine volcanic - hydrothermal system. Geothermics 22, 575-587.

Giggenbach, W.F., 1995a. Composition of magmatic components in hydrothermal fluids. In: (ed.) JFHT (ed) Magma, Fluids and Ore Deposits. Mineralogical Association of Canada, Short Course Series, pp 247-261.


255

Giggenbach, W.F., 1996. Chemical composition of volcanic gases. In: En Scarpa R, Tilling, R., eds (ed) Monitoring and mitigation of Volcano Hazard. Springer-Verlag, Berlin, pp 222-256.

Giggenbach, W.F., 1997. Relative importance of thermodynamic and kinetic processes in governing the chemical and isotopic composition of carbon gases in high-heatflow sedimentary basins. Geochimica et Cosmochimica Acta 61, 3763-3785.

Giggenbach, W.F, Glover, R., 1975. The use of chemical indicators in the surveillance of volcanic activity affecting the crater lake on Mount Puapehu, New Zealand. Bulletin Volcanologique 39, 70-81.

Giggenbach, W.F, Goguel, R., 1989. Collection and analysis of geothermal and volcanic water and gas discharges. In: Chemistry Division, Department of Scientific and Industrial Research. Petone, New Zealand, p 81 p.

Giggenbach, W.F, Sheppard, D., 1989. Variations in the temperature and vhemistry of White Island fumarole discharge: N.Z. Geol. Surv. Bull. 103, 119-126.

Giggenbach, W.F, Garcia, N., Londono, P., Rodriguez, L., Rojas, N., Calvache, M., 1990. The chemistry of fumarolic vapor and thermal-spring discharges from the Nevado del Ruiz volcanic-magmatic-hydrothermal system, Colombia. Journal of Volcanology and Geothermal Research 42, 13-39.

Giggenbach, W.F, Corrales Soto, R., 1992. Isotopic and chemical composition of water and steam discharges from volcanic-magmatic-hydrothermal systems of the Guanacaste geothermal province, Costa Rica. Applied Geochemistry 7, 309-332.

Giggenbach, W.F, Matsuo, S., 1991. Evaluation of results from second and third IAVCEI Field Workshops on Volcanic Gases, Mt Usu, Japan, and White Island, New Zealand. . Applied Geochemistry 6, 125-141.

Glover, R.B., 1970. Interpretation of gas composition from the Wairakei field over 10 years. Geothermic 2, 1355-1366.

González Ferrán, O., 1995. Volcanes de Chile. In: Instituto Geográfico Militar. Santiago, p 639 p.

González, O., Vergara, M., 1962. Reconocimiento geológico de la Cordillera de los Andes entre los paralelos 35° y 38° latitud sur. Universidad de Chile, Instituto de Geología, Publicación 24, 119 p.

Gunter, B., Musgrave, B., 1971. New evidence on the origin of methane in hydrothermal gases. Geochimica et Cosmochimica Acta, 35, 113-118.

Gutscher, M.A., 2002. Andean subduction styles and their effects on thermal structure and interplate coupling. Journal of South America Earth Sciences 15, 3-10.

Gulisano, C.A., Gutiérrez Pleimling, A.R., Digregorio, R.E., 1984. Esquema estratigráfico de la secuencia jurásica del oeste de la Provincia de Neuquén. IX Congreso Geológico Argentino, (San Carlos de Bariloche), Actas 1, 236-259.


256

GVN 2000 a. Bulletin of the Global Volcanism Network. Volcanic Activity Reports. Vol. 25. Nº 6. pp: 10-14.

GVN 2000 b. Bulletin of the Global Volcanism Network. Volcanic Activity Reports. Vol. 25. Nº 9. pp: 1-3.

Heaton, T.H., Voguel, H.C., 1981. „Excess air‟ in ground water. J. Hydrol., 50, 210-216.

Hedenquist, J., Goff, F., Phillips, F.M., Elmore, D., Stewart, M.K., 1990. Groundwater dilution and residence times and constraints on chloride source in the Mokai geothermal system, New Zealand, from chemical, stable isotope, tritium and 36Cl data. J. Geophys. Res., 95, 19365-19375.

Hedenquist, J.W., 1990. The thermal and geochemical structure of the Broadlands-Ohaaki geothermal system, New Zealand. Geothermics 19, 151-185.

Henley, R.W., Ellis, A.J., 1983. Geothermal Systems Ancient and Modern: A Geochemical Review. Earth Science Reviews, 19, 1-50.

Henley, R.W., Truesdell, A.H., Barton, P.B., 1984. Fluid-mineral equilibria in hydrothermal systems. Reviews in Economic Geology I, Society of Economic Geologist, El Paso, TX.

Herrstrom, E.A., Reagan, M.K., Morris, J.D., 1995. Variations in lava composition associated with flow of asthenosphere beneath southern Central America. Geology 23, 617-620.

Hervé, F. y Ota, Y. 1993. Fast Holocene uplift rates at the Andes of Chiloé, southern Chile. Revista Geológica de Chile, 20, 15-23.

Hervé, F., Pankhurst, R.J., Drake, R., Beek, M., Mpodozis, C., 1993. Granite generation and rapid unroofing related to strike-slip fault, Aysén, Chile- Earth and Planetary Science Letters, Vol. 120, p. 375-386.

Hervé, F., Fanning, C.M., Pankurst, R.J., 2003. Detrital zircon age patterns and provenance in the methamorphic complexes of southern Chile. Journal of South America Earth Sciences, 16. 107-123.

Hickey Vargas, R., Moreno Roa, H., López Escobar, L., Frey, F.A., 1989. Geochemical variations in Andean basaltic and silicic lavas from the Villarrica-Lanin volcanic chain (39.5°S); an evaluation of source heterogeneities, fractional crystallization and crustal assimilation. Contribution to Mineralogy and Petrology, v.103, n°3, 361-386. doi: 10.1007/BF00402922.

Hildreth, W., Moorbath, S., 1988. Crustal contribution to arc magmatism in the Andes of Central Chile. Contributions to Mineralogy and Petrology, v.98, 455-489. doi: 10.1007/BF00372365.

Hilton, D.R., Fisher, T.P., Marty, D., 2002. Noble gases and volatile recycling at subduction zones. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, v.47, 319-170.


257

Hochstein, M.P., 1990. Classification and assessment of geothermal resources. En: “Small Geothermal Resources: A Guide to Develompent and Utilization.” (M.H. Dickson and M. Fanelli, eds.). UNITAR/UNDP Centre for Small Energy Resources, Rome.

Hochstein, M.P., Sudarman, S. 1993. Geothermal resources of Sumatra. Geothermics 22, 181-200.

Hoefs, J., 1978. Some peculiarities in the carbon isotope composition of “juvenile carbon”. Stable isotopes in the earth sciences. DSIR Bull. 220, 181-184.

Hoefs, J., 1980. Stable Isotope Geochemistry. Springer Verlag.

Holtz, F., Behrens, A., Dingwell, D.B., Johannes, W., 1995. H2O solubility in haplogranitic melts: compositional, pressure, and temperature dependence. Am. Mineral. 80, 94-108.

Horita, J., 2001. Carbon isotope exchange in the system CO2-CH4 at elevated temperatures. Geochim. Cosmochim. Acta, 65, 1907-1919.

Hulston, J., McCabe, W., 1962. Mass spectrometer measurements in the thermal areas of New Zealand. Carbon dioxide and residual gas analyses. Geochimica et Cosmochimica Acta 26, 383-397.

Ibañez, J.M., Del Pezzo, E., Bengoa, C.L., Caselli, A.T., Badi, G., Almendros, J., 2008. Volcanic tremor and local earthquakes at Copahue volcanic complex, southern Andes, Argentina. J. Volcanol. Geotherm. Res, 174, 284-294, doi:10.1016/j.jvolgeores.2008.02.005

Jackson, I., Ed. 1998. “The earth mantle: composition, structure and evolution.” Cambridge University Press, Cambridge, UK.

Jaggar, T.A., 1940. Magmatic gases. Am. J. Sci., 238, 313-353.

Javoy, M., Pineau, F., 1991. The volatile record of a „popping‟ rock from the Mid-Atlantic Ridge at 14°N: chemical composition of the gas trapped in the vesicles. Easth Planet. Sci. Lett., 107, 598-529.

JICA –EPEN (Japan International Cooperation Agency), 1992. The feasibility study on the Northem Neuquén Geothermal Development Project. Ente Provincial de Energía de la Provincial del Neuquén. 89 p. Neuquén. (Unpublished),JICA-EPEN 1992.

Jordan, T., Isack, B., Allmendinger, R., Brewer, J., Ramos, V.A., Ando, C.J., 1983. Entensional basin formation in the southern Andes caused by increased convergence rate: a mid-cenozoic trigger for the Andes. Tectonics, 20 (3), 918-924.

Jordan, T., Burns, W., Veiga, R., Pángaro, F., Copeland, P., Kelley, S., Mpodozis, C., 2001. Extension and basin formation in the Southern Andes caused by increased convergence rate: A mid-Cenozoic trigger for the Andes. Tectonics, v.20, 308-324. doi: 10.1029/1999TC001181.

Jurío R. L., 1977. Características geoquímicas de los fluidos termales de Copahue (Neuquén - Argentina). Principales implicancias geotérmicas. Apartado de la revista “Minería”, Nº 172, 11 pp.


258

K.ay, S.M., 2002. Tertiary to Recent transient shallow subduction zones in the Central and Southern Andes: En Congreso Geología Argentina, No. Á5, Actas, CD ROM, Archivos Electrónicos, Artículo No. 237, 2 p. El Calafate.

Kay, S.A., Ramos, V.A., Mpodozis, C., Sruoga, P., 1989. Late Paleozoic to Jurasic silicic magmatism to the Gondwanaland margin: Analogy to the Middle Proterozoic in North America. Geology, 17, 324-328. doi: 10.1130/0091-7613(1989)<0324:LPTJSM>23.CO.2.

Kempter, K., Rowe, G.L., 2000. Leakage of active crater lake brine through the north flank of Rincon de la Vieja volcano, northwest Costa Rica, and implications for crater collapse. Journal of Volcanology and Geothermal Research 97, 143-160.

Kita, I., Nitta, K., Nagao, K., Taguchi, S., Koga, A., 1993. Difference in N2/Ar ratio of magmatic gases from northeast and southwest Japan: new evidence for different state of plate subduction. Geology 21, 391-394.

Kiyosu, Y., 1985. Isotopic omposition of acid sulfate-chloride waters and volcanic steam from some volcanoes in northeastern Japan. Journal of Volcanology and Geothermal Research 26, 25-36.

Kley, J., Monaldi, C., Salfity, L., 1999. Along-strike segmentation of the- Andean-foreland:

causes and consequences. Tectonophysics, Vol. 301, p. 75-94.

Krauskopf K.B., Bird D. K., 1995. Introduction to geochemistry. Chapter 1: Chemical equilibrium, and Chapter 2: Aqueous solutions. McGraw-Hill, 647p.

Lara, L.E., Folguera, A., 2006. The Pliocene to Quaternary narrowing of the Southern Andean volcanic arc between 37° and 41°S latitude, en Kay, S.M., and Ramos, V.A., eds., Evolution of an Andean margin: A tectonic and magmatic view from the Andes to the Neuquén Basin (35°-39°S lat.): Geological Society of America Special Paper 407, pp. 299-315. doi: 10.1130/2006.2407(14).

Lara, L., Rodriguez, C., Moreno, H., Pérez de Arce, C., 2001. Geocronología K-Ar y geoquímica del volcanismo Plioceno superior-Pleistoceno de los Andes del Sur (39-42°S). Rev. Geol. Chile 28 (1), 67-90.

Latinoconsult y Electro consult, 1980. Estudio de Prospección Geotérmica en el área de Copahue. COPADE, Neuquén.

Legarreta, L., Uliana, M.A., 1996. The jurasic sucession in west-central Argentina: stratal pattern, sequences and paleogeographic evolution. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 120, 303-330.

Lesta, P.J., Digregorio, J. & Mozetic, M.A. 1985. Presente y futuro de la exploración de petróleo en las cuencas subandinas, Argentina. II Simposio Bolivariano, Exploración Petrolera en las Cuencas Subandinas, Bogotá, Publicaciones 3, 1-35.

Linares, E., Ostera, H.A., Mas, L.C., 1999. Cronología K-Ar del Complejo Efusivo Copahue-Caviahue, Provincia del Neuquén. Rev. Asociación Geológica Argentina, 54 (3), 240-247.


259

Llambías, E. J. y Rapela, C. W., 1989. Las vulcanitas de Colipilli, Neuquén (37°S) y su relación con otras unidades paleógenas de la cordillera. Asociación Geológica Argentina, XLIV (1-4), 224-236.

Lonker, S.W., Fitzgerald, J.D., Hedenquist, J.W., Walshe, J.L., 1990. Mineral-fluid interaction in the Broadlands-Ohaaki geothermal system, New Zealand. Am. J. Sci. 290, 995-1068.

Lowell, J.D., Guilbert, J.M., 1970. Lateral and vertical alteration-mineralization zoning in porphyry ore deposits. Econ. Geol. 65, 373-408.

Lüth, S., Wigger, P., ISSA Research Group, 2003. A crustal model along 39°S from seismic refraction profile – ISSA 2000. Rev. Geol. Chile, 30 (1), 83-101.

Maiza, P. y Mas, G. 1980. Estudio de los sulfatos de Alunita y Natroalunita. Síntesis de la Serie. Revista de la Asociación de Mineralogía Petrología y Sedimentología, 11 (1-2): 32-41.

Mangue, J., 1978. La laguna del cráter del volcán Copahue (Provincia del Neuquén). Dinámica de su mineralización y relaciones con otras manifestaciones geotérmicas locales. VII Congreso Geológico Argentino (Neuquén), Actas II, 151-175.

Mango, F.D., 2000. The origin of light hydrocarbons. Geochimistri et Cosmochimistri Acta 64, 1265-1277.

Mango, F.D., 2001. Methane concentrations in natural gas: the genetic implication. Org. Geochem. 32, 1283-1287.

Marini, L., 2000. Geochemical Techniques for the Exploration and Exploitation of Geothermal Energy. Informe Proyecto FONDEF 99I1051, 82 p.

Martin, M.W., Kato, T.T., Rodriguez, C., Godoy, E., Duhart, P., McDonough, M., 1999. Evolution of the late Paleozoic acretionary complex and overlying forearc-magmatic arc, south central chile (38°-41°S): Constraints for the tectonic setting along the southwestern margin of Godwana. Tectonics, 18 (4), 582-605.

Martini, M., 1989. The forecasting significance of chemical indicator in areas of quiescent volcanism: examples from Vulcano and Phlegrean Fields (Italy). En: Latter, J.H. (Ed.), Volcanic Hazard. Springer, Berlin, pp. 372-383.

Marti ni, M., 1993. Water and fire: Vulcano island from 1977 to 1991. Geochem. J. 27, 297-303.

Martini, M., 1993. Gases Volcánicos. En: “La volcanología actual”. Martí, J., Araña, V. eds. Nuevas Tendencias. Consejo Superior de Investigaciones Científicas, España. pp. 387-444.

Martini, M., Bermúdez, A., Delfino, D., Giannini, L., 1997. The thermal manifestation of Copahue volcano area. Neuquen. Argentina. VIII Congreso Geológico Chileno, Antofagasta. Tomo 4, 352-356.

Mas, L.C., 1993. El Campo Geotérmico Copahue: Los Minerales de Alteración y las Inclusiones Fluidas como Indicadores de los Parámetros Físico-químicos del Sistema. Tesis


260

Doctoral, Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur. Biblioteca Central, Bahía Blanca 199 p. (inédito).

Mas, G.R., Mas, L.C., Bengochea, L., 1993. Inclusiones fluidas en el pozo exploratorio COP-3; Campo Geotérmico Copahue; Provincia de Neuquén, Argentina. XII Congreso Geológico Argentino, Mendoza. Actas 5: 92-98.

Mas, G.R., Mas, L.C., Bengochea, L. 1996. Alteración ácido-sulfática en el Campo Geotérmico Copahue, Provincia del Neuquén. Asociación Geológica Argentina, 51 (1), 78-86.

Mas, L.C, Mas, G.R, Bengochea, L., 2000. Heatflow of Copahue geothermal field, its relation with tectonic scheme. En: Proceedings of World Geothermal Congress, Tohoku, Japan, 2000, pp. 1419-1424.

Mas, G.R., Bengochea, L., Mas, L.C.. 2005. Burkeite and hanksite at Copahue, Argentina: the first ocurrence of sulphate-carbonate minerals in a geothermal field. Mineralogical Magazine. Vol. 71(2), pp. 235-240.

Matsuo, S., Susuki, M., Mizutani, Y., 1978. Nitrogen to argon ratio in volcanic gases. Adv. Earth Planet. Sci. 3, 17-25.

Mazzoni, M.M., Licitra, D.T., 2000. Significado estratigráfico y volcanológico de depósitos de flujos piroclásticos neógenos con composición intermedia en la zona del lago Caviahue, provincia del Neuquén. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 55(3), 188-200.

McMillan, P.F., Holloway, J.R., 1987. Water solubility in aluminosilicate melts. Contrib. Mineral. Petrol., 97, 320-332.

Melnick, D., Folguera, A., 2001. Geometría y estructuras de la parte norte de la zona de falla de Liquiñe-Ofqui (38°S): interpretación de sensores remotos. IX Congreso Geológico Chileno. Puerto Varas, Abstract I, 796-799.

Melnick, D., Folguera, A., Ramos, V.A., 2006. Structural control on arc volcanism: The Copahue-Agrio complex, South-Central Andes (37º50´S). Journal of South American Earth Sciences. Vol. 22. p. 66-88.

Mombrú, C.A., Uliana, M.A., 1978. Esquema tectosedimentario de la cuenca mesozoica de Mendoza y Neuquen. VII Congreso Geológico Argentino, Neuquen. Actas 2, 239-256.

Montegrossi, G., Tassi, F., Vaselli, O., Buccianti, A., Garofalo, K., 2001. Sulfur species in volcanic gases. Anal. Chem. 73, 3709-3715.

Mosquera, A., Ramos, V.A., 2006. Intraplate deformation in the Neuquen Embayment. En: Kay, S.M., Ramos, V.A. (eds). Evolution of the Andean Margin: a tectonic and magmatic view from the Andes to the Neuquen basin (35° - 39°S). Special Paper, 407. Geological Society of America, 97-123.

Mpodozis, C., Ramos, V.A., 1989. The Andes of Chile and Argentina. En: G.E. Ericksen, M.T. Canas Pinochet, y J.A. Reinemund (eds), Geology of the Andes and its relation to hydrocarbon and mineral resources. Circ. Pac. Coun. En. Min. Res. Earth Sci. Ser., Houston, 59-90.


261

Muñoz, J.B., Stern, C.R., 1988. The Quaternary volcanic belt of the southern continental margin of South America: Transverse structural and petrochemical variations across the segment between 38°S and 39°S. Journal of South America Earth Sciences, v.1 (2), 147-161. doi: 10.1016/0897-9811/(88)90032-6.

Muñoz, J., Araneda, M., 2000. Extensión cortical en el Oligoceno Mioceno entre los 39° y los 42° Sur, Región de Los Lagos, Chile: Antecedentes geológicos y geofísicos. Actas Congreso Geológico Chileno IX, 2, 609-612.

Muñoz, I., Tronceso, R, Duhart, P., Crignola, P., FanneF, L., Stem, C. 2000. The Relationship of the mid-Tertiary coastal magmatic belt in south-central Chile to the late Oligocene increase in plate convergence rate. Revista Geológica de Chile, vol X, No.X, 177-203.

Murray, C., Cubicciotti, D., 1983. Thermodynamics of aqueous sulfur species to 300°C and potential pH diagrams. J. Electrochem. Soc. 38, 863-869.

Naranjo J.A. y E. Polanco, 2004. The 2000 AD eruption of Copahue Volcano, Southern Andes. Revista Geológica de Chile, 31 (2): 279-292.

Niemeyer, R.H., Muñoz, J.B., 1983. Hoja Laguna La Laja. Región del Bio-Bio. Carta Geológica de Chile. Servicio Nacional de Geología y Minerí. Santiago, Chile.

Ono, A., Sano, Y., Wakita, H., Giggenbach, W.F., 1993. Carbon isotopes of methane and carbon dioxide in hydrothermal gases of Japan. Geochem. J., 27, 287-295.

Pacino, M., 1997. The Andean elevation in Argentina-Chile at 39°S from gravity data. Geoacta 22, 91-102.

Palmer, M.R., Spivack, A.J., Edmond, J.M., 1987. Temperature and pH controls over isotopic fractionation during adsorption of boron on marine clays. Geochimistri et Cosmochimistre Acta 51, 2319-2323.

Panarello, H.O., 2002. Características isotópicas y termodinámicas de reservorio del campo geotérmico Copahue-Caviahue, provincia del Neuquén. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 57 (2): 182-194.

Panarello H. O., Levin M., Albero M. C., Sierra J. L. and Gingins M.O.,1988. Isotopic and geochemical study of the vapour dominated geothermal field of Copahue (Neuquén, Argentina). Revista Brasileira de Geofísica, 5 (2): 275-282.

Panichi, C., Noto, P., 1992. Isotopic and chemical composition of wáter, steam and gas samples of the natural manifestations of the island of Vulcano (Aeolian Arc, Italy). Acta Vulcanol. 2, 297-312.

Pankurst, R., Hervé, F., Rojas, L., Cembrano, J., 1992. Magmatism and tectonics in continental Chiloé, Chile (42°-42°30‟S). Tectonophysics, 205, 283-294.

Pawley, A.R., Holloway, J.R., McMillan, P.F., 1992. The effect of oxygen fugacity on the solubility of carbon-oxygen fluids in basic melt. Earth Planet. Sci. Lett., 110: 213-225.


262

Pesce, A. 1989. Evolución volcano-tectónica del complejo efusivo Copahue-Caviahue y su modelo geotérmico preliminar. Asociación Geológica Argentina, Revista 44 (1-4): 307-327.

Polanco, E., Naranjo, J.A., Young, S., Moreno, H., 2000. Volcanismo explosivo Holoceno en la Cuenca del alto Bio-Bio, Andes del Sur (37°45‟-38°30‟S). IX Congreso Geológico Chileno, Puerto Varas, Chile. Vol.2, 59-61.

Poreda, R.J., Jeffrey, A., Kaaplan, L., Craig, H., 1988. Magmatic helium in subdution zone natudal gases. Chemical Geology 71, 199-210.

Poreda, R.J., Farley, K.A., 1992. Rare-gases in Samoan xenoliths. Earth Planet. Sci. Lett. 113, 129-144.

Radic, J.P., Rojas, L., Carpinelli, A., Zurita, E., 2002. Evolución tectónica de la cuenca terciaria de Cura mallín, región cordillerana Chileno-Argentina. Actas – Congreso Geológico Argentino XV, Calafate.

Rojas Vera, E., Forguera, A., Ramos, V.A., 2009a. Estratigrafía del sector central de la fosa de Loncopué. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 65 (2), 400-412.

Rojas Vera, E., Folguera, A., Spagnuolo, M., Gimenez, M., Ruiz, F., Martinez, P., Ramos, V.A., 2009b. La Neotectónica del arco volcánico a la laritud del volcán Copahue (38°S), Andes de Neuquén. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 65(1), 204-214.

Ramos, V.A., 1977. Estructura de la Provincia de Neuquén, en Rolleri, E.O., eds., Geología y recursos naturales de la Provincia del Neuquén, en Proceedings, VII Congreso Geológico Argentino: Buenos Aires, Asociación Geológica Argentina, p.9-24.

Ramos, V., 1978. Neuquen Structure. VII Congreso Geológico Argentino, Neuquén. pp. 99-119.

Ramos, V.A., 1998. Estructura del sector occidental de la faja plegada y corrida del Agrio, cuenca Neuquina, Argentina. En Proceedings, 10th Congreso Latinoamericano de Geología: Buenos Aires, Asociación Geológica Argentina, v2, 105-110.

Ramos, V.A., Nullo, F.E., 1993. El volcanismo de arco Cenozoico. En Ramos, V.A. (eds), Geología y recursos naturales de Mendoza. XII Congreso Geológico Argentino y II Congreso de Exploración de Hidrocarburos (Mendoza). Relatorio I (12), 149-160.

Ramos, V.A., Folguera, A., 1999. The Andes of Neuquen (36°S – 38°S): Evidence of Cenozoic transtension along the arc. IV Geodynamic Symposium, Actas, pp. 606-609.

Ramos, V.A., Folguera, A., 2005. Tectonic evolution of the Andes of Neuquen: constrains derived from the magmatic arc and foreland deformation: En Veiga, G.D., Spalletti, L.A., Howell, J.H., Schwarz, E. (eds). The Neuquen Basin: a Case Study in Sequence Stratigraphy and Basin Dynamics. Special Publication, 252. Geological Society of London, pp. 15-35.

Ramos, V.A., Kay, S.M., 2006. Overview of the tectonic evolution of the southern Central Andes of Mendoza and Neuquen (35° - 39°S): En Kay, S.M y Ramos, V.A (eds). Evolution of the Andean Margin: a tectonic and magmatic view from the Andes to the Neuquen basin (35° - 39°S). Special Paper, 407. Geological Society of America, 1-17.


263

Ray, M.C., Hilton, D.R., Muñoz, J., Fischer, T.P., Shaw, A.M., 2009. The effects of volatile recycling, degassing and crustal contamination on the helium and carbon geochemistry of hydrothermal fluids from the Southern Volcanic Zone of Chile. Chemical Geology, 166, 38-49.

Reed, M.H., 1997. Hydrothermal alteration and its relationship to ore fluid composition. En “The geochemistry of hydrothermal ore deposits” (H.L. Barnes ed.), 3rd ed, John Wiley and Sons, New York.

Repol, D., 2006. Structural geology and tectonics in the southern extent of the Agrio Fol. And thrust belt, Neuquén Basin, Argentina. Department of Geology and Geophysics, University of Calgary. MSc. Thesis, 180 p.

Reyes, A., 1990. Petrology of Philippine geothermal systems and the application of alteration mineralogy to their assessment. Journal of Volcanology and Geothermal Research 43, 279-309.

Reyes, A, Giggenbach, W., Saleras, J., Salonga, N., Vergara, M., 1993. Petrology and geochemistry of Alto Peak, a vapor-cored hydrothermal system, Leyte Province, Philippines. Geothermics 22, 479-519.

Richet, P, Bottinga, Y., Javoy, M., 1977. A review of hydrogen, carbon, nitrogen, oxygen, sulfur, and chloride stable isotope fractionation among gaseous molecules. Ann. Rev. Earth. Planet Sci. 5, 65-110.

Rosenau, M.; Melnick, D.; Echtler, H., 2006. Kinematic constraints on intra-arc shear and strain partitioning in the southern Andes between 38°S and 42°S latitude, Tectonics, 25, 4, TC4013.

Rowe Jr. G, Ohsawa, S., Takano, B., Brantley, S., Fernandez, J., Barquero, J., 1992. Using Crater lake chemistry to predict volcanic activity at Póas Volcano. Costa Rica. Bulletin of Volcanology 54, 494-503.

Sainte-Claire Deville, C., 1856. Memoire sur les emanations volcaniques. Bull. Soc. Geol. France, 14: 254-279.

Sano, Y, Marty, B., 1995. Origin of carbon in fumarolic gases from island arcs. Chemical Geology 119, 265-274.

Sano, Y, Williams, S., 1996. Fluxes of mantle and subducted carbon along convergent plate boundaries. Geophysical Research Letters 2, 2749-2752.

Sano, Y, Naoto, T., Nishio, Y., Fisher, T., Williams, S., 2001. Volcanic flux of nitrogen from the earth. Chemical Geology 171, 263-271.

Schoell, M., 1980. The hydrogen and carbon isotopic composition of methane from natural gases of various origins. Geochimica et Cosmochimica Acta 44, 649-661.

Schoell, M., 1988. Multiple origins of methane in the earth. Chemical Geology 78, 1-10.

Sepúlveda, F., Lahsen, A., Powell, T., 2007. Gas geochemistry of the Cordón Caulle geothermal system, Southern Chile. Geothermics, 36, 389-420.


264

Sheppard, S., Nielsen, R., Taylor, H. 1971. Hydrogen and Oxygen isotope ratios in minerals from porphyry copper deposits. Economic Geology, 66, 515-542.

Shinohara, H, Iiyama, D., Matsuo, S., 1989. Partition of chlorine compounds between silicate melt and hydrothermal solutions: I. Partition of NaCl-KCl. Geochimica et Cosmochimica Acta 53, 2617-2630.

Shinohara, H, Giggenbach, W., Kazahaya, K., Hedenquist, J., 1993. Geochemistry of volcanic gases and hot springs of Satsuma-Iwojima. Japan. Geochem J. 27, 271-285.

Sierra, J., Gingins, M., Panarello, H., Levin, M., DÀmore, F., Gianelli, G. 1986. Estudio geoquímico e isotópico d elos fluidos geotermales de la Provincia del Neuquén. Informe Avance OIEA. (Convenio Nº 3988/Ig), 15pp.

Sierra, J., DÀmore, F. Panarello, H., Pedro, G. 1992. Reservoir characteristics of the vapour dominatred geothermal field of Copahue, Neuquén, Argentina, as established by isotopic and geochemical techniques. Geothermal Investigations with Isotope and Geochemical Tecniques in Latin America. Procceding of a meeting on Nuclear Tecniques in Geothermal Resources Investigation. San José, Costa Rica. International Atomic Energy Agency (IAEA) Technical Document-641: 13-30.

Snyder, G, Fehn, U., 2002. The origin of iodine in volcanic fluids: 129I results from the Central America Volcanic Arc. Geochimica et Cosmochimica Acta 66, 3837-3838.

Snyder, G, Poreda, R., Hunt, A., Fehn, U., 2001. Regional variations in volatile compositions: isotopic evidence for carbonate recycling in the Central America volcanic arc. Geochemistry Geophysics and Geosystems, 25 p.

Snyder, G, Poreda, R., Hunt, A., Fehn, U., 2003. Souces of nitrogen and methane in Central American geothermal settings: Noble gas and 129aI evidence for crustal and magmatic volatile components. Geochemistry Geophysics and Geosystems 4, 28 p.

Snyder, G., Poreda, R., Fehn, U., Hunt, A., 2004. Los campos geotérmicos de Centroamérica: influencia del proceso de subducción sobre su composición volátil. Revista Geológica de América Central, 30, 137-148.

Somoza, R., 1998. Updated Nazca (Farallon)- South America relative motion during the last 40 My: implications for mountain building in the central Andean regime. J. S. Am. Sci., 11, 211-215.

Spallanzani, L., 1792. Viaggi alle Due Sicilie ed in alcune parti dell‟Appnnino. Pavia, 632 pp.

Stern, C.R., 1989. Pliocene to Present migration of the volcanic front, Andean Southern volcanic zone. Revista Geológica de Chile, 16 (2), 145-162.

Stern, C.R., 2004. Active Andean volcanism: its geologic and tectonic setting. Revista Geológica de Chile, 31 (2), 161-206.

Stix, J., Gaonac`h, H., 2000. Gas, Plume, and Thermal Monitoring. Enclyclopedia of Volcanoes, Academic Press: 1141-1163.

Stoiber, R, Jepsen, A., 1973. Sulfur dioxide contributions to the atmosphere by volcanoes. Science 182, 577-578.


265

Stolper, E.M., Newman, S., 1992. Fluids in the source region of subduction zone magmas: clues from the study of volalites in Mariana Trough magmas. Rev. Geol. Surv. Jpn., 279, 161-169.

Stroffregen, R., 1987. Genesis of acid sulfate alteration and Au-Cu mineralisation at Summitville. Economic Geology 82, 1575-1591.

Stumm W., Morgan J., 1996. Aquatic Chemistry. Chemical equilibria and rates in natural waters. John Wiley & Sons, Inc., New York.

Suarez, M.D., Emparán, C., 1995. The stratigraphy, geocronology and paleophysiography of a Miocene fresh water intrarc basin, southern Chile. Journal of South American Earth Sciences, 8, 17-31.

Suarez, M.D., Emparán, C., 1997. Hoja Curacautin – Regiones de la Araucania y del Biobio. Servicio Nacional Geológico Minero, Santiago.

Sugira, R.B., Mizutani, Y., 1963. Fluorine, chlorine, bromine and iodine in volcanic gases. J. Earth Sci. Nagoya Univ. 11, 272-278.

Sverjensky, D, Hemley, J., DÁngelo, W., 1991. Thermodynamic assessment of hydrothermal alkali feldspar-mica-aluminosilicate equilibria. Geochimica et Cosmochimica Acta 55, 989-1004.

Symonds, R.B., Reed, M.H., 1993. Calculation of mulcomponent chemical equilibria in gas-solid-liquid systems: Calculation method, thermochemical data, and applications to studies of high-temperature volcanic gases with examples from Mt. St. Helen. Am. J. Sci., 293: 758-864.

Symonds, R., Rose, W., Reed, M., 1988. Contribution of Cl-and F-bearing gases to the atmosphere by volcanoes. Nature, 334, 415-418.

Symonds, R.B., Rose, W.I., Bluth, W.I., Gerlach, T.M., 1994. Volcanic-gas studies: methods, results and applications. En: Carrol, M.R., Holloway, J.R. (Eds). Volatiles in Magmas. Washington, D.C., Rev. Mineral., 30, pp. 1-66.

Takano, B., 1987. Correlation of volcanic activity with sulfur oxyanion speciation in a crater lake. Science 235, 1633-1635.

Takano, B., Fazlullin, S.M., Delmelle, P., 2000. Analytical laboratory comparison of major and minor constituents in an active crater lake, J. Volcanol. Geotherm. Res., 97, 497–508.Tamaki 1999.

Taran, Y.A., Pokrovsky, B.G., Esikov, A.D., 1989. Deuterium and oxygen-18 in fumarolic steam and amphiboles from some Kamchatka volcanoes: “andesitic waters”. Dokl. Akad. Nauk SSSR 304, 440-443.

Tassi, F., 2004. Fluidi in ambiente vulcanico: Evoluzione temporale dei parametri composizionali e distribuzione degli idrocarburi leggeri in fase gassosa. PhD thesis, University of Florence, Italy, 356 pp.


266

Tassi, F, Montegrossi, G., Vaselli, O., 2003. Metodologie di campionamento ed analisi di fasi gassose. CNR-IGG, Firenze, Rapporto Interno n. 1/2003, pp. 16.

Tassi, F., Montegrossi, G., Vaselli, O., 2004. Metodologie di campionamento ed analisi di fasi gassose. Internal Report CNR-IGG, Florence, no 1/2003. 16 pp.

Tassi, F., Martinez, C., Vaselli, O., Capaccioni, B., Viramonte, J., 2005. The light hydrocarbons as new geoindicators of equilibrium temperaturas and redox conditions of geotermal fields: evidence from El Tatio (northern Chile). Applied Geochemistry, 20, 2049-2062.

Tassi, F., Caselli, A., Vaselli, O., Agusto, M., Capecchiacci, F., 2007. Downstream composition of acidic volcanic waters discharged from Copahue crater lake (Argentina): the chemical evolution of Rio Agrio watershed. Federazione Italiana della Scienze della Tierra- FIST. Italia

Tassi, F., Aguilera, F., Darrah, T., Vaselli, O., Capaccioni, B., Poreda, R.J., Delgado Huertas, A., 2010. Fluid geochemistry of hydrothermal system in the Arica-Parinacota, Tarapacá and Antofagasta regions (Northern Chile). Journal of Volcanology and Geothermal Research. doi: 10.1016/j.jvolgeores.2010.02.006.

Taylor, S., 1964. Abundace of chemical elements in the continental crust, a new table. Geochim. Cosmochim. Acta, v.28, 1273-1285.

Tedesco, D., Allard, P., Sano, Y., Pece, R., Wakita, H., 1990. Helium.3 in subaereal and submarine fumaroles at Campi Flegrei caldera, Italy. Gechimica et Cosmochimica Acta, 54, 1105-1116.

Tonani, F., 1970. Geochemical methods of exploration for geothermal energy. Geothermics 2, 492-515.

Vallés, J., Baschini, M., Pettinati, G., García, N., 2004. Characterization of Muds and Waters of the Copahue Geothermal Field, Neuquen province, Patagonia, Argentina. ICAM-Brasil, vol 1, 507-510.

Varekamp, J.C., Kreulen, R., Poorter, R., Van Bergen, M., 1992. Carbon sources in arc volcanism, with aplications for the carbon cycle. Terra Nova 4, 363-373.

Varekamp, J.C., Pasternack , G., Rowe, G., 2000. Volcanic lake sistematics. II Geochemical constraints. Journal of Volcanology and Geothermal Research 97:161-179

Varekamp, J.C., Ouimette, A.; Hermán, S., Bermúdez, A.; Delpino, D., 2001. Hydrothermal element fluxes from Copahue, Argentina: A "beehive" volcano in turmoil. Geology, 29 (11): 1059-1062.

Varekamp, J.C., Ouimette, A.P., Kreulen, R., 2004. The magmato system at Copahue volcano, Argentina. In Water-Rock Interaction, Wanty & Seal III (eds.): 215-218.Varekamp et al 2006

Varekamp, J.C., Ouimette, A.P., Herman, S.W., Flynn, K.S., Bermudez, A., Delpino, D., 2009. Naturally acid waters from Copahue volcano, Argentina. Applied Geochemistry 24, 208-220.


267

Vaselli, O., Censi, P., Abbado, D., Minissale, A., Paolieri, M., Tassi, F., 1997. Regolamento operativo per le analisi dei rapporti isotopici D/H nelle acque, Internal Report CNR-CSMGA 2, 1-12.

Velez, M.L., Euillades, P., Caselli, A.T., Blanco, M., Martinez Diaz, J.J., 2010. Deflation of Copahue Volcanic System, Deformation Source Models from Inversion of Satellite Radar Interferometry Data Using a Genetic Algorithm.Cities on volcanoes 6 - IAVCEI. Tenerife. Abstract 1.3-P-07; p.80.

Velez, M.L., Euillades, P., Caselli, A.T., Blanco, M., Martínez Díaz, J., 2011. Deformation of Copahue volcano: Inversion of InSAR data using a genetic algorithm. Journal of Volcanology and Geothermal Research. DOI: 10.1016/j.volgeores.2011.01.012.

Vergani, G., Tankard, A.J., Belotti, H.J., Wesnik, H.J., 1995. Tectonic evolution and paleogeography of the Neuquen Basin, en Suárez, A.J., et al., eds., Petroleum basins of Southe America: Tulsa, American Association of Petroleum Geologists (AAPG) Memoir 62, 383-402.

Vergara, M., Muñoz, J., 1982. La Formación Cola de Zorro en la Alta cordillera Andina Chilena (36°-39°S), sus características petrográficas y petrológicas: Una revisión. Revista de la Asociación Geológica de Chile, 17, 31-46.

Wallace, P., Anderson, A.T., 2000. Volatiles in Magma. Encyclopedia of Volcanoes, Academic Press, 149-170.

Wallace, P, Anderson, A., Davis, A., 1995. Quantification of pre-eruptive exsolved gas contents in silicic magmas. Nature 377, 612-616.

Webster, J.D., 1992. Fluid-melt interaction involving Cl-rich granites: Experimental study from 2 to 8 Kb. Geochimistri et Cosmochimistri Acta 56, 659-678.

Welhan, J., Craig, H., 1983. Methane, hydrogen and helium in hydrothermal fluids at 21 degrees N on the East Pacific Rise. En: Rona PA, Bostroem, K., Laubier, L., Smith, k., Kenneth Jr, L (eds) (ed) Hydrothermal processes at seafloor spreading centers. Plenium, New York, pp 391-409.

Welhan, J., 1988. Origins of methane in hydrothermal system Chemical Geology 71, 183-198.

White, N., Hedenquist, J., 1990. Epithermal environments and styles of mineralization: variations and their causes, and guidelines for exploration. J. Geochem. Explor. 36, 445-474.

Whiticar, M.J., Suess, E., 1990. Hydrothermal hydrocarbon gases in the sediments of the King-George Basin, Brandfield Strait, Antartica. Applied Geochemistry 5, 135-147.

Willner, A.P., Hervé, F., Massone, H.J., 2000. Mineral chemistry and pressure temperature evolution of two contrasting high-pressure-low-temperature belts in the Chonos Archipelago, Southern Chile. J. Petrol., 41 (3), 309-330.

Yuan, X., Asch, G., Bataille, K., Bock, G., Bohm, M., Echtler, H., Kind, R., Oncken, O., Wölbern, I., 2006. Deep seismic images of the Southern Andes: En Kay, S.M y Ramos, V.A


268

(eds). Evolution of the Andean Margin: a tectonic and magmatic view from the Andes to the Neuquen basin (35° - 39°S). Special Paper, 407. Geological Society of America, 61-72.

Zamora Valcarce, G., 2006. Estructura y cinemática de la faja plegada del Agrio, Cuenca Neuquina. Tesis Doctoral (inédita), Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires, 302 p.

Zamora Valcarce, G., Zapata, T., Delpino, D., Ansa, A., 2006. Structural evolution and magmatic characteristics of the Agrio fold and thrust belt: En Kay, S.M y Ramos, V.A (eds). Evolution of the Andean Margin: a tectonic and magmatic view from the Andes to the Neuquen basin (35° - 39°S). Special Paper, 407. Geological Society of America, 125-145.

Zamora Valcarce, G., Zapata, T., Ramos, V., Rodriguez, F., Bernardo, L. 2009. Evolución del frente andino en Neuquén. Revista Asociación Geológica Argentina, Vol. 65, nº 1, pp 192-203.

Zapata, T.R., Folguera, A., 2005. Tectonic evolution of the Andean fold and thrust belt, south of Barrancas river, Neuquen basin, Argentina. En: Veiga, G.D., Spalletti, L.A., Howell, J.H., Schwarz, E. (eds). The Neuquen Basin: a Case Study in Sequence Stratigraphy and Basin Dynamics. Special Publication, 252. Geological Society of London, pp. 37-56.

Zapata, T., Brissón, I., Dzelalija, F., 1999. The role of the basement in the Andean fold and thrust belt of the Neuquen Basin, Argentina. Thrust Tectonics ‟99. Conference: Abstracts with Programs, p. 122-124.

Zhang Y, Zindler, A., 1993. Distribution and evolution of carbon and nitrgen in Earth. Earth Planet.

APENDICES MARIANO R. AGUSTO

269

APÉNDICES

Puntos de Muestreo Fecha T°C CO2 HCl HF H2S S H2O N2 CH4 Ar O2 Ne H2 He CO

Laguna Chancho 1 nov-03 93.2 33916.1 201.5 7.851 369.6 0.179 963653 941.6 373.2 18.05 126.7 0.0110 391.0 0.825 0.082

Laguna Chancho 2 nov-06 27.1 845290.8 19.75 n.d. 8228.6 n.d. 127298 10196 3156.0 33.48 215.8 0.0210 5524.8 35.85 0.017

Piedra Copahue 1 nov-06 96 750712.8 13.72 n.d. 8111.6 0.338 228518 6424 2487.4 23.72 238.6 0.0139 3444.8 24.34 0.019

Piedra Copahue 2 nov-06 93 38068.6 21.49 1.349 413.4 0.071 960369 575.4 255.3 2.178 7.679 0.0012 282.1 2.417 0.001

Agua del Limón nov-06 82.6 873546.8 17.46 n.d. 9022.8 n.d. 88528 13268 5909.4 44.68 109.5 0.0288 9493.2 58.48 0.026

Las Maquinitas 1 nov-03 92.8 31920.7 245.7 8.551 256.0 0.176 966726 365.8 232.6 7.600 26.35 0.0050 209.5 0.842 0.051

Las Maquinitas 2 nov-06 135 36951.3 18.07 2.640 295.7 0.087 962011 330.7 150.7 0.993 3.296 0.0006 234.0 1.087 0.001

Las Maquinas 1 nov-06 95 29032.0 20.30 n.d. 341.1 0.094 970060 200.1 172.5 0.839 5.637 0.0004 166.0 0.827 0.001

Las Maquinas 2 nov-06 74.5 648966.2 11.73 n.d. 3571.9 n.d. 337484 4600 2442.8 14.42 46.44 0.0090 2840.6 19.73 0.015

Las Maquinas 3 feb-07 74.4 819369.6 4.424 n.d. 2058.2 n.d. 171216 2239 3032.1 8.144 21.13 0.0051 2036.6 12.14 0.011

Anfiteatro feb-07 92 33271.2 15.14 n.d. 3465.8 n.d. 961509 491.4 1037.7 2.341 8.912 0.0014 193.4 3.391 0.002

Chancho Co 1 feb-07 86 14744.0 9.507 n.d. 1097.0 0.059 983805 61.56 11.0 0.29 3.756 0.0002 266.6 0.563 0.001

Chancho Co 2 feb-07 93 17202.7 8.687 n.d. 2157.0 n.d. 980356 48.89 41.3 0.289 3.137 0.0002 182.0 0.307 0.000

Pozo COP 2 feb-07 93 37906.4 16.85 n.d. 543.0 0.024 961508 11.37 7.1 0.124 0.367 0.0001 6.5 0.067 0.000

A1.- Temperatura de emisión (°C) y composición química de las emisiones gaseosas de las distintas áreas geotermales. Concentración en mmol/mol. nd : no detectado. na : no analizado.

Puntos de Muestreo Fecha C2H6 C3H8 n-C4H10 i-C4H8 n-C5H12 n-C6H14 Dimetil-S C6H6 C4H4S C7H8 C5H6S m-p-C8H10

Laguna Chancho 1 nov-03 0.16411 0.01499 0.00129 n.d n.d n.d n.d 0.21239 0.00633 0.00531 n.d n.d

Laguna Chancho 2 nov-06 0.73227 0.09509 0.01903 0.01136 0.00220 0.00287 0.01052 0.03005 0.00220 0.00251 0.00124 0.00168

Piedra Copahue 1 nov-06 0.39825 0.05748 0.01119 0.00700 0.00145 0.00189 0.01022 0.07169 0.00549 0.00839 0.00485 0.00536


Agua del Limón nov-06 1.60411 0.21478 0.04799 0.07362 0.00764 0.01009 0.01297 0.28511 0.00159 0.02635 0.01300 0.01631

Las Maquinitas 1 nov-03 0.00466 0.00049 0.00026 n.d n.d n.d n.d 0.10809 0.00130 0.00263 n.d n.d

Las Maquinitas 2 nov-06 0.23326 0.02538 0.01456 0.00392 0.00160 0.00060 0.00032 0.00658 0.00051 0.00061 0.00033 0.00036

Las Maquinas 1 nov-06 0.19363 0.01663 0.00875 0.00359 0.00117 0.00052 0.00035 0.00221 0.00022 0.00039 0.00017 0.00023

Las Maquinas 2 nov-06 1.05015 0.11456 0.03243 0.04132 0.00548 0.00547 0.00646 0.08697 0.00409 0.00737 0.00387 0.00452

Las Maquinas 3 feb-07 2.39258 0.24689 0.15774 0.11336 0.00700 0.00404 0.00330 0.04043 0.00302 0.00522 0.00228 0.00320

Chancho Co 1 feb-07 0.12209 0.01358 0.00766 0.00385 0.00030 0.00025 0.00009 0.00484 0.00012 0.00013 0.00012 0.00016

Chancho Co 2 feb-07 0.04672 0.00870 0.00153 0.00101 0.00014 0.00012 0.00015 0.07793 0.00006 0.00101 0.00015 0.00071

Anfiteatro feb-07 0.09647 0.01142 0.00372 0.00540 0.00078 0.00078 0.00095 1.87606 0.00037 0.08922 0.00218 0.02875

Pozo COP 2 feb-07 0.01422 0.00132 0.00084 0.00049 0.00004 0.00003 0.00002 0.00788 0.00001 0.00003 0.00001 0.00002

A1 continuación.- Temperatura de emisión (°C) y composición química de las emisiones gaseosas de las distintas áreas geotermales. Concentración en mmol/mol. nd : no detectado. na : no analizado.

Puntos de Muestreo Fecha d13C R/Ra 40Ar/36Ar 84Kr/36Ar 20Ne/36Ar CO2/3He CH4/

3He

Laguna Chancho 1 nov-03 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a

Laguna Chancho 2 nov-06 -7.27 n.a n.a n.a n.a n.a n.a

Piedra Copahue 1 nov-06 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a

Piedra Copahue 2 nov-06 -7.71 7.36 332 0.014 0.801 1.5*109 1.03x107

Agua del Limón nov-06 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a

Las Maquinitas 1 nov-03 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a

Las Maquinitas 2 nov-06 -7.68 7.94 299 0.011 1.007 3.1*109 1.25x107

Las Maquinas 1 nov-06 -8.2 7.72 306 0.011 0.554 3.3*109 1.94x107

Las Maquinas 2 nov-06 -7.93 n.a n.a n.a n.a n.a n.a

Las Maquinas 3 feb-07 -8.78 n.a n.a n.a n.a n.a n.a

Anfiteatro feb-07 -6.78 5.01 297 0.092 0.438 1.4*109 4.39x107

Chancho Co 1 feb-07 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a

Chancho Co 2 feb-07 -16.33 5.02 291 0.032 0.133 8.0*109 1.92x107

Pozo COP 2 feb-07 -7.54 7.37 298 0.03 0.803 55.1*109 1.04x107

A2.- Temperatura de emisión (°C) y composición isotópica de las emisiones gaseosas seleccionadas de las distintas áreas

geotermales. δ13C en CO2 (‰ V-PDB). nd : no detectado. na : no analizado.

Puntos de Muestreo Fecha T°C CO2 HCl HF H2S S N2 CH4 Ar O2 Ne H2 He CO

Laguna Chancho 1 nov-03 93.2 933114.4 5543.3 216.0 10168.7 4.913 25907 10267 496.6 3487.1 0.303 10758.4 22.69 2.269

Laguna Chancho 2 nov-06 27.1 968591.0 22.6 n.d 9428.8 n.d 11683 3616 38.4 247.3 0.024 6330.7 41.08 0.020

Piedra Copahue 1 nov-06 96 973078.6 17.8 n.d 10514.3 0.438 8327 3224 30.8 309.3 0.018 4465.2 31.55 0.025

Piedra Copahue 2 nov-06 93 960588.1 542.3 34.0 10432.3 1.780 14520 6442 55.0 193.8 0.031 7118.9 60.99 0.034

Agua del Limón nov-06 82.6 958390.8 19.2 n.d 9899.2 n.d 14556 6483 49.0 120.2 0.032 10415.3 64.16 0.028

Las Maquinitas 1 nov-03 92.8 959330.9 7382.9 257.0 7692.9 5.277 10994 6990 228.4 791.8 0.150 6296.7 25.30 1.529

Las Maquinitas 2 nov-06 135 972686.7 475.7 69.5 7784.5 2.291 8706 3966 26.1 86.8 0.017 6160.9 28.63 0.030

Las Maquinas 1 nov-06 95 969683.0 677.9 n.d 11393.6 3.129 6683 5761 28.0 188.3 0.015 5546.1 27.64 0.022

Las Maquinas 2 nov-06 74.5 979548.6 17.7 n.d 5391.4 n.d 6944 3687 21.8 70.1 0.014 4287.6 29.78 0.023

Las Maquinas 3 feb-07 74.4 988640.5 5.3 n.d 2483.4 n.d 2701 3658 9.8 25.5 0.006 2457.3 14.64 0.013

Anfiteatro feb-07 92 864379.2 393.3 n.d 90039.5 n.d 12767 26959 60.8 231.5 0.036 5025.8 88.11 0.059

Chancho Co 1 feb-07 86 910428.1 587.0 n.d 67740.2 3.613 3801 681.6 18.0 231.9 0.011 16463.8 34.79 0.061

Chancho Co 2 feb-07 93 875702.2 442.2 n.d 109800.6 n.d 2489 2103 14.7 159.7 0.008 9266.6 15.65 0.015

Pozo COP 2 feb-07 93 984792.6 437.8 n.d 14105.8 0.634 295 185.0 3.2 9.5 0.003 167.6 1.745 0.005

A3.- Temperatura de emisión (°C) y composición química en base anhidra (gas seco) de las emisiones gaseosas de las distintas áreas geotermales. Concentración en mmol/mol. nd : no detectado. na : no analizado.

Puntos de MuestreoFecha C2H6 C3H8 n-C4H10 i-C4H8 n-C5H12 n-C6H14 Dimetil-S C6H6 C4H4S C7H8 C5H6S m-p-C8H10

Laguna Chancho 1 nov-03 4.515 0.41245 0.03560 n.d n.d n.d n.d 5.84331 0.17405 0.14597 n.d n.d

Laguna Chancho 2 nov-06 0.839 0.10896 0.02181 0.01302 0.00252 0.00329 0.01206 0.03444 0.00252 0.00287 0.00142 0.00193



Agua del Limón nov-06 1.760 0.23564 0.05266 0.08077 0.00838 0.01107 0.01423 0.31280 0.00174 0.02890 0.01426 0.01790

Las Maquinitas 1 nov-03 0.140 0.01477 0.00780 n.d n.d n.d n.d 3.24838 0.03916 0.07913 n.d n.d

Las Maquinitas 2 nov-06 6.140 0.66802 0.38323 0.10308 0.04215 0.01591 0.00853 0.17311 0.01347 0.01601 0.00881 0.00938

Las Maquinas 1 nov-06 6.467 0.55550 0.29235 0.11993 0.03916 0.01730 0.01183 0.07392 0.00726 0.01300 0.00574 0.00774

Las Maquinas 2 nov-06 1.585 0.17292 0.04895 0.06237 0.00827 0.00826 0.00976 0.13127 0.00617 0.01112 0.00584 0.00683

Las Maquinas 3 feb-07 2.887 0.29789 0.19033 0.13677 0.00845 0.00487 0.00398 0.04879 0.00364 0.00629 0.00275 0.00386

Anfiteatro feb-07 2.506 0.29658 0.09662 0.14018 0.02032 0.02027 0.02478 48.73950 0.00968 2.31792 0.05667 0.74695

Chancho Co 1 feb-07 7.539 0.83826 0.47277 0.23766 0.01876 0.01569 0.00530 0.29890 0.00753 0.00787 0.00710 0.00971

Chancho Co 2 feb-07 2.378 0.44286 0.07808 0.05134 0.00700 0.00631 0.00772 3.96723 0.00302 0.05127 0.00780 0.03598

Pozo COP 2 feb-07 0.369 0.03429 0.02179 0.01280 0.00102 0.00073 0.00043 0.20483 0.00030 0.00074 0.00030 0.00040

A3 continuación.- Temperatura de emisión (°C) y composición química en base anhidra (gas seco) de las emisiones gaseosas de las distintas áreas geotermales. Concentración en mmol/mol. nd : no detectado. na : no analizado.

Punto de Muestreo

T °C pH SC HCO3- SO4

= Cl- F- Br- N03- Na K Ca Mg Fe Si Al NH4 Mn B Li SO4/Cl dD d18O

Laguna Cráter

05/05/04 13.8 0.77 n.a n.a 9590 3805 423 n.a n.a 280 79 419 296 262 n.a 416.31 n.a 8579 2984 n.d 2.52 -62.62 -6.00

20/08/04 0? 0.6 n.a n.a 11915 4385 249 n.a n.a 609 178 375 324 336.6 41.4 584.9 n.a 9150.7 3300.4 n.a 2.72 n.a n.a

13/04/05 n.a n.a n.a n.a 8875.3 6498.4 1134.3 n.a n.a 417 201 715 311 291.6 64.4 817.4 n.a 8945 3996 n.a 1.37 -48.55 -2.01

13/06/05 42 n.a n.a n.a 9902.5 6668.2 768.1 n.a n.a 366 188 745 282 354.9 83.8 913.9 n.a 8926.9 3771.8 n.a 1.49 n.a n.a

15/09/05 31.6 0.8 60500 n.a 10127.3 7164.1 864.4 n.a n.a 290 181 636 232 327 101 878 n.a 8141 3946 n.a 1.41 n.a n.a

06/12/05 32.7 0.4 101500 n.a 17133.9 7486.0 932.5 n.a n.a 364 246 570 232 313 64 451 n.a 6862 2517 n.a 2.29 n.a n.a

08/04/06 33 0.6 65200 n.a 17326.4 7135.3 568.0 13.3 n.a 1006 186 834 397 314 61 566 0.11 8900 2904 n.a 2.43 n.a n.a

29/01/07 39 1.68 9500 n.a 22476.0 8144.7 625.0 16.4 n.d 421.88 201.5 689 293 n.a n.a n.a 0.17 n.a n.a n.a 2.76 n.a n.a

30/11/07 n.a n.a n.a n.a 32016.3 11012.3 765.7 23.7 n.d 398.6 241.5 802.4 276.4 n.a n.a n.a 0.90 n.a n.a 200 2.91 n.a n.a

11/12/07 n.a n.a n.a n.a 33003 11552.3 851.3 23.3 n.d 447.9 275 898 320.6 n.a n.a n.a 8.00 n.a n.a 300 2.86 n.a n.a

14/03/08 n.a n.a n.a n.a 18980.3 5873.7 450 6.7 n.d 227 162.7 565.1 206.8 n.a n.a n.a 1.10 n.a n.a 100 3.23 n.a n.a

Vertiente 1

25/02/04 n.a n.a n.a n.a 2745.53 2192.31 286.83 n.a n.a 245.44 34.25 203.49 405.12 366.9 n.a 443.27 n.a 13736 2150 n.a 1.25 n.a n.a

15/01/04 n.a n.a n.a n.a 2190.05 1746.83 246.42 n.a n.a 73.483 8.978 89.49 120.24 135.4 n.a 126.1 n.a 4667 731 n.a 1.25 n.a n.a

05/05/04 81 1.6 n.a n.a 14995 2140 441 n.a n.a 1562 225 989 703 495 n.d 1492 n.a 34948 9212 n.a 7.01 -45.99 -1.44

13/04/05 62 1.35 n.a n.a 11987.82 7026.03 524.01 n.a n.a 759 263 735 814 671.7 49.2 1509.6 n.a 22818 6149 n.a 1.71 -52.52 -3.84

08/04/06 68.3 0.84 28400 n.a 12235.9 5025.43 418.925 n.a n.a 950 261.5 516 814 765 39 911 0.49 16624 1712 n.a 2.43 n.a n.a

29/01/07 n.a n.a n.a n.a 14587.25 4928.6 406.496 n.a n.d 981.25 214 589 599 n.a n.a n.a 0.12 n.a n.a n.a 2.96 n.a n.a


30/11/07 n.a n.a n.a n.a 19643.3 5798.2 290 7.8 n.d 792.4 377.3 735.8 602.2 n.a n.a n.a 1.40 n.a n.a 500 3.39 n.a n.a

11/12/07 n.a n.a n.a n.a 20686.7 6210.7 314.2 10 n.d 851.3 416.1 799.7 599.1 n.a n.a n.a n/d n.a n.a 500 3.33 n.a n.a

15/12/07 n.a n.a n.a n.a 20887 6279.5 294 11.3 n.d 827.6 403.1 761.7 583 n.a n.a n.a 1.50 n.a n.a 400 3.33 n.a n.a

05/01/08 n.a n.a n.a n.a 21651.2 6476.8 309.3 10 n.d 892.8 445.9 793.8 601.3 n.a n.a n.a 1.20 n.a n.a 500 3.34 n.a n.a

12/01/08 64.8 1.74 33500 n.a 21537.8 6557.8 306.3 14.7 n.d 787 445.2 755.4 571.6 n.a n.a n.a 0.60 n.a n.a 500 3.28 n.a n.a


02/03/08 n.a n.a n.a n.a 25756.5 7650.7 326 13.5 n.d 1010.9 525.4 747.9 722.1 n.a n.a n.a 1.60 n.a n.a 600 3.37 n.a n.a

11/03/08 n.a n.a n.a n.a 26083.7 7424 316.5 11.7 n.d 1027.6 535.1 740.6 822.9 n.a n.a n.a 1.10 n.a n.a 800 3.51 n.a n.a

07/12/08 n.a n.a n.a n.a 18748.3 5064.7 145.7 60.2 n.d 587.1 358.7 764.1 461.6 n.a n.a n.a n.d n.a n.a 500 3.70 n.a n.a

09/12/08 n.a n.a n.a n.a 19218.3 5181.7 78.2 59.7 n.d 616.4 379.9 791 474.8 n.a n.a n.a n.d n.a n.a 500 3.71 n.a n.a


22/01/09 60 0.79 32200 n.a 22699.7 6597.8 221 62.8 n.d 752.6 455.7 738.3 510.7 n.a n.a n.a 0.90 n.a n.a 700 3.44 n.a n.a

B. Temperaturas de emisión (° C), valores de pH y conductividad (SC, mS/cm), composición química e isotópica (δ18O y δD, ‰V-SMOW) de las distintas aguas de la región. Concentraciones expresadas en mg/l, excepto para Mn, B y Li en ppb. n.d : no detectado, n.a : no analizado.

Punto de Muestreo



Vertiente 2

05/05/04 52 1.32 n.a n.a 16260 1825 139 n.a n.a 1010 161 985 628 485 n.a 1140.9 n.a 34361 8351 n.a 8.91 n.a n.a

20/08/04 70 1.44 n.a n.a 20590 8283 232 n.a n.a 997 211 720 1469 678.1 n.a 1991.1 n.a 38999 7185 n.a 2.49 n.a n.a

13/04/05 44.5 1.54 n.a n.a 9700 5341 375 n.a n.a 537 171 670 622 652.6 39.6 1122.9 n.a 21310 5194 n.a 1.82 -62.64 -6.11

08/04/06 38.4 1.52 23800 n.a 18085 7468 604 n.a n.a 769 129 587 588 480 27 689 4.39 14812 1470 n.a 2.42 n.a n.a

29/01/07 20 2.3 21200 n.a 5701 1641 169 n.a n.d 219 72 181 252 n.a n.a n.a 1.81 n.a n.a n.d 3.48 n.a n.a

12/01/08 45.76 1.73 23700 n.a 15158 4901 272 12 n.d 630 267 634 474 n.a n.a n.a n.d n.a n.a n.a 3.09 n.a n.a

22/01/09 23.9 1.03 39000 n.a 6688 2113 114 55 n.d 232 99 318 204 n.a n.a n.a n.d n.a n.a n.a 3.17 n.a n.a

Río Agrio Inferior

06/11/03 7.8 2.37 1560 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 29 5 47 48 n.d 27 102.25 n.a 2187 126 n.a n.a n.a n.a

15/01/04 n.a 3 n.a n.a 584.80 456.69 57.1513 n.a n.a 51 6 79 93 74.1 n.a 80.9 n.a 4709 485 n.a 1.28 n.a n.a



05/05/04 5.5 1.97 n.a n.a 1604 614 57 n.a n.a 88 15 161 152 137.0 n.d 122.8 n.a 5717 862 n.a 2.61 n.a n.a

20/08/04 0.4 2.31 n.a n.a 1720 890 30 n.a n.a 40 15 79 103 616.7 n.a 136.3 n.a 5333 658 n.a 1.93 n.a n.a

12/11/04 7.4 2.43 n.a n.a 598 238 15 1.3 n.a 29 10 58 49 50.2 n.a 58.7 n.a 2959 461 n.a 2.51 n.a n.a

13/04/05 12.1 1.98 n.a n.a 1976.85 1066.61 69.8178 n.a n.a 122 35 166 153 170.0 23.5 229.9 n.a 7803.26 1311.61 n.a 1.85 -83.31 -10.77

15/09/05 0.8 2.2 5100 n.a 798.71 437.23 38.0453 n.a n.a 49 17 56 59 79.4 16 106.0 n.a 3356.77 727.576 n.a 1.83 n.a n.a

06/12/05 12.5 2.73 1438 n.a 390.92 122.80 10.5103 n.a n.a 6 10 22 22 23.0 9 28.8 n.a 1819.76 630.095 n.a 3.18 n.a n.a

08/04/06 7.3 2.57 9685 n.a 2255.3 834.3 90 n.a n.a 116 41 153 108 121.3 16.9 163.8 n.a 5387.97 1697.43 n.a 2.70 n.a n.a

14/11/06 4 2.72 1975 n.a 490 174 14 0.33 n.d 9 4 33 31 35.5 n.a 42 0.28 2010 520 n.d 2.82 -86.35 -11.92

29/01/07 17.3 2.77 3420 n.a 983.447 311.994 23.038 n.a n.d 53.8 13.2 67.75 62 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.d 3.15 -89.6 -11.22

12/11/07 30 2.465 5370 n.a 1109.1 343.9 24.5 0.6 n.d 52.5 18.8 69.4 56.4 n.a n.a n.a 1.60 n.a n.a n.d 3.23 n.a n.a

19/11/07 n.a n.a n.a n.a 994.2 303.1 25.5 0.5 n.d 51.4 18.3 70.5 56.2 n.a n.a n.a 2.00 n.a n.a n.d 3.28 n.a n.a

28/11/07 n.a n.a n.a n.a 692.4 202.4 21.2 0.3 n.d 32.1 12 43 34.1 n.a n.a n.a 0.20 n.a n.a n.d 3.42 n.a n.a


13/01/08 22.5 2.67 7200 n.a 2341.9 696.4 57.8 1.3 n.d 103 42.3 136.5 104.1 n.a n.a n.a 0.20 n.a n.a n.d 3.36 n.a n.a

27/01/08 n.a n.a n.a n.a 2229 655.3 53.9 1.2 n.d 98.5 39.4 127.5 100.5 n.a n.a n.a 0.10 n.a n.a n.d 3.40 n.a n.a

10/02/08 n.a n.a n.a n.a 2711 791.4 58.5 1.5 n.d 116.3 49.1 147.4 115.7 n.a n.a n.a 0.30 n.a n.a n.d 3.43 n.a n.a


02/03/08 n.a n.a n.a n.a 4496.2 1239.4 94.6 2.5 n.d n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.d 3.63 n.a n.a

16/03/08 15.7 1.53 23760 n.a 6656.4 1793.9 175.7 6.7 n.d 249.5 113.7 285.1 240 n.a n.a n.a 0.50 n.a n.a n.d 3.71 n.a n.a


04/05/08 n.a n.a n.a n.a 5840 1636.9 127 4.2 n.d 218.1 101.4 283 226.7 n.a n.a n.a 0.70 n.a n.a n.d 3.57 n.a n.a


B continuación. Temperaturas de emisión (° C), valores de pH y conductividad (SC, mS/cm), composición química e isotópica (δ18O y δD, ‰V-SMOW) de las distintas aguas de la región. Concentraciones expresadas en mg/l, excepto para Mn, B y Li en ppb. n.d : no detectado, n.a : no analizado.

Punto de Muestreo



Río Agrio Inferior

20/07/08 n.a n.a n.a n.a 6266.1 1744 120.8 3.2 n.d 62 28.6 102.9 66.8 n.a n.a n.a 0.20 n.a n.a n.d 3.59 n.a n.a


08/08/08 n.a n.a n.a n.a 844.4 231.5 20.7 0.4 n.d 31 14.5 53.4 34.3 n.a n.a n.a 1.00 n.a n.a n.d 3.65 n.a n.a


09/09/08 n.a n.a n.a n.a 863 231.7 20.7 0.4 n.d 30.6 14 51.2 34 n.a n.a n.a 1.00 n.a n.a n.d 3.72 n.a n.a





17/01/09 16.9 1.89 10140 n.a 2271.2 632.9 28.8 4.2 n.d 79.6 37.4 130.2 96.6 n.a n.a n.a 1.00 n.a n.a n.d 3.59 n.a n.a

Lago Caviahue

06/11/03 15 2.2 980 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 8 4 19 12 n.d 24 44.83 n.a 520 49 n.a n.a n.a n.a

05/05/04 10.9 2.43 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 8 7 49 22 16 n.d 13.57 n.a 713 86 n.a n.a -81 -10.8

20/08/04 5 2.9 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.d 6 15 18 19.56 n.a 17.03 n.a 816 208 n.a n.a n.a n.a

12/11/04 9 3.07 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 8 5 30 16 19.43 n.a 17.26 n.a 838 210 n.a n.a n.a n.a

13/04/05 12.1 2.77 n.a n.a 259.97 91.28 13.11 n.a n.a 15 9 17 17 24.2 13.1 22.2 n.a 1054.33 336.27 n.a 2.85 n.a n.a

15/09/05 6.1 2.9 1050 n.a 178.35 59.65 9.18 n.a n.a 3 9 9 12 19 13 16 n.a 723.864 335.22 n.a 2.99 -82.16 -10.20

06/12/05 8.5 2.65 1344 n.a 304.90 70.18 8.59 n.a n.a n.d 7 8 14 18 7 15 n.a 852.485 498.93 n.a 4.34 n.a n.a

08/04/06 12.1 3 1205 n.a 325.6 77.1 5.2 0.10 n.d 10 14 23 17 18 8 15 n.a 846.251 125.985 n.d 4.22 n.a n.a

14/11/06 8.6 2.81 1110 n.a 225 59 5.5 n.a n.d 13 4 18 20 15 n.a 12 0.13 890 480 n.d 3.81 -88.04 -10.73

14/11/06 SE 10.1 3.25 930 n.a 186.123 52.024 4.8 n.a n.d 10 3 14 16 6 n.a 10 0.21 730 360 n.d 3.58 -82.06 -11.07

14/11/06 N 6.5 3.03 1060 n.a 229 65 5.8 n.a n.d 12 4 18 19 16 n.a 14 0.26 870 140 n.d 3.52 n.a n.a

07/02/07 11.5 3.12 n.a n.a 313.8 65.8 6.1 n.a n.d 12 4 18 20 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.d 4.77 n.a n.a

12/11/07 8.6 2.81 1110 n.a 316.5 76.2 5.0 0.08 n.d 13 4 19 18 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.d 4.15 n.a n.a

17/01/09 15.4 2.94 1260 n.a 276.7 76.1 3.9 1.60 n.d 14 5 20 18 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.d 3.64 n.a n.a

Río Dulce

06/11/03 5 6 18.3 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 2 n.d 4 1 n.d 9 0.031 n.a 2 12 n.a n.a -77 -10.8

05/05/04 4.8 6.4 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.d 4 19 3 n.d n.d n.d n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a

20/08/04 1.2 6.4 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.d 3 11 2 0.44 n.a 0.12 n.a 25 203 n.a n.a n.a n.a

12/11/04 5.4 7.3 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 1 1 15 1 0.67 n.a 0.48 n.a 30 117 n.a n.a n.a n.a

13/04/05 11.5 6.54 n.a n.a 42.85 17.53 n.d n.a n.a 25 10 9 8 0.1 11.5 n.d n.a 32.2 197.8 n.a 2.44 -84.59 -10.98

15/09/05 4.2 6.9 n.a n.a 8.16 3.59 n.d n.a n.a n.d 3 n.d n.d n.d 10 n.d n.a n.a n.a n.a 2.27 n.a n.a

06/12/05 6.5 5.27 0 n.a 3.03 1.01 n.d n.a n.a n.d 2 n.d n.d n.d 3 n.d n.a n.a n.a n.a 3.02 n.a n.a

08/04/06 8.3 7.7 78.8 n.a 13 5.3 0.1 0.03 n.a 5 14 8 3 n.d 7 n.d n.a n.a n.a n.a 2.45 n.a n.a

14/11/06 4 6.65 10 n.a 3.5 0.81 2.3 n.a n.a 0.63 1.36 0.96 0.06 n.a n.a n.a n.d n.d n.d n.d 4.32 n.a n.a

17/01/09 19.2 6.6 215 n.a 65.1 15.5 1.3 0.10 n.a 9.3 2.8 14.4 10.8 n.a n.a n.a n.d n.d n.d n.d 4.20 n.a n.a

17/01/09 n.a n.a n.a n.a 10 3.7 0.2 n.a n.a 4.5 1.6 3.9 2.9 n.a n.a n.a n.d n.d n.d n.d 2.70 n.a n.a

B continuación. Temperaturas de emisión (° C), valores de pH y conductividad (SC, mS/cm), composición química e isotópica (δ18O y δD, ‰V-SMOW) de las distintas aguas de la región. Concentraciones expresadas en mg/l, excepto para Mn, B y Li en ppb. n.d : no detectado, n.a : no analizado

Punto de Muestreo



Las Máquinas

06/11/03 86 3.3 2600 n.a 4120 1.3 2.9 n.a n.a 10 4 20 8 n.d 189 15.159 n.a 585 585 n.a 3169.23 n.a n.a

05/05/04 88.2 3.1 n.a n.a 1690 1.7 n.d n.a n.a 25 14 44 8 96 n.d 55 n.a 782 8434 n.a 994.12 n.a n.a

20/08/04 86.8 2.15 n.a n.a 1488 3.3 0.3 n.a n.a 7 2 45 9 86.57 n.a 63.13 n.a 727 8751 n.a 450.91 n.a n.a


13/04/05 80.9 4.6 n.a n.a 1543.39 10.25 3.17 n.a n.a 7 5 n.d 2 15.2 46.9 24.7 n.a 135 40267 n.a 150.60 -52.24 0.86

06/12/05 65.1 2.6 2432 n.a 1393.29 2.40 n.d n.a n.a n.d 7 8 6 70 56 39 n.a 599 2136 n.a 580.63 n.a n.a

08/04/06 68.2 2.94 7380 n.a 3214.1 5.1 2 n.a n.a 11.9 11.3 6.3 1.2 20 44 10 n.a 72 8087 n.a 630.22 n.a n.a

14/11/06 74.5 4.08 3500 n.a 2761 0.41 0.09 n.a n.a 3.5 6.7 1.3 0.7 22 n.a 2 862.00 50 126250 n.a 6734.15 -53.78 2.14

29/01/07 85 4.25 5070 n.a 2190.833 3.923 0.244 0.073 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 558.46 -63.99 -4.6

12/11/07 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.d 3.3 0.7 6.5 2.7 n.a n.a n.a 175.20 n.a n.a n.d n.a n.a n.a

13/11/07 85.2 4.7 3400 n.a 1858.2 4.5 0.03 n.a n.d 3.4 0.8 6.8 2.7 n.a n.a n.a 168.60 n.a n.a n.d 412.93 n.a n.a

Las Máquinas laguna

06/11/03 31 2.53 1079 n.a 681 9.6 0 n.a n.a 3 1 8 1 n.d 24 0.347 n.a 37 557 n.a 70.94 n.a n.a

05/05/04 38.8 2.35 n.a n.a 514 3.9 0.2 n.a n.a 2 6 38 3 9 n.d 3 n.a 133 1979 n.a 131.79 n.a n.a

20/08/04 36.2 1.8 n.a n.a 792 3.9 n.d n.a n.a 7 5 23 3 16.31 n.a 10.74 n.a 293 3444 n.a 203.08 n.a n.a

12/11/04 29.2 2.68 n.a n.a 174 0.93 n.d n.a n.a 19 13 12 1 3.09 n.a 1.23 n.a 75 9.59 n.a 187.10 n.a n.a

13/04/05 33.6 2.2 n.a n.a 548.04 21.75 1.15 n.a n.a 17 10 22 12 7.3 23.2 8.5 n.a 337 3627 n.a 25.20 -57.63 -4.50

06/12/05 29.2 2.73 343 n.a 90.82 1.55 n.d n.a n.a n.d 4 n.d n.d 2 5 1 n.a 45 1100 n.a 58.66 n.a n.a

08/04/06 29.7 2.54 4740 n.a 1285.4 5.2 0.1 n.a n.a 8 16 25 7 18 32 15 n.a 369 4156 n.a 247.19 n.a n.a

14/11/06 30 2.92 753 n.a n.a n.a n.a n.a n.d 2.5 0.98 3.6 1.5 1.8 n.a 0.5 12.26 < 0.03 3120 n.d n.a -82.21 -9.56

17/01/09 39.4 2.26 2740 n.a 584.2 16.1 n.d n.a n.a 6.8 3.3 9.9 3 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 36.29 n.a n.a

Las Maquinitas

06/11/03 93 3.6 2570 n.a 4980 4.9 3.6 n.a n.a 13 10 16 2 n.d 193 0.837 n.a 201 254 n.a 1016.33 n.a n.a

05/05/04 92.1 3.9 n.a n.a 930 2.2 n.d n.a n.a 10 10 34 2 12 n.d 1.675 n.a 336 323 n.a 422.73 n.a n.a

20/08/04 92.4 4.34 n.a n.a 888 2.9 n.d n.a n.a n.d 10 6 n.d 8.11 n.a 3.26 n.a 243 475 n.a 306.21 n.a n.a

12/11/04 93 3.92 n.a n.a 916 1.5 n.d n.a n.a 14 12 21 1 10.16 n.a 4.38 n.a 252 452 n.a 610.67 n.a n.a

13/04/05 92.5 2.74 n.a n.a 1439.02 3.45 2.05 n.a n.a 25 11 44 8 49.2 76.0 18.8 n.a 920 1341 n.a 416.96 -58.99 -4.85

06/12/05 100.2 3.6 1715 n.a 834.49 1.87 n.d n.a n.a n.d 10 n.d n.d 7 41 3 n.a 200 778 n.a 446.71 n.a n.a

08/04/06 87.2 3 6630 n.a 2468.6 4 0.05 n.a n.a 21 19 33 6 18 65 5 n.a 930 817 n.a 617.15 n.a n.a

14/11/06 89.5 3.13 3250 n.a 1021.958 1.83 0.36 n.a n.d 12 8.6 8.7 1.6 2.06 n.a 1.25 268.00 210 2520 n.d 558.45 n.a n.a

29/01/07 87 2.15 4010 n.a 2261.851 1.412 1.414 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 1601.88 n.a n.a

13/11/07 80 2.58 4980 n.a 1837.8 2.5 0.08 n.a n.d 18.5 11.5 13 2.5 n.a n.a n.a 291.80 n.a n.a n.d 735.12 n.a n.a

17/01/09 81.8 2.37 6500 n.a 2587.7 n.d n.d n.a n.d 28.3 9.1 45.1 14.2 n.a n.a n.a 302.60 n.a n.a n.d n.d n.a n.a


Punto de Muestreo



Agua del Limón

06/11/03 42.4 2.84 126 n.a 1900 4.5 2.2 n.a n.a 11 8 14 3 n.d 165 2.146 n.a 275 70 n.a 422.22 -76 -8.9

05/05/04 63 2.74 n.a n.a 650 1.9 0.34 n.a n.a 4 11 37 4 35 n.d 25.361 n.a 578 434 n.a 342.11 n.a n.a

20/08/04 55.3 2.83 n.a n.a 464 1.2 n.d n.a n.a n.d 8 13 2 26.54 n.a 8.1 n.a 452 195 n.a 386.67 n.a n.a


13/04/05 46.1 2.71 n.a n.a 861.24 3.05 n.d n.a n.a 27 17 37 13 88.1 75.2 15.8 n.a 1467 525 n.a 282.40 -69.47 -7.95

15/09/05 54 2.93 1260 n.a 304.57 1.72 n.d n.a n.a n.d 11 2 n.d 11 46 13 n.a 323 265 n.a 177.48 n.a n.a

06/12/05 46.9 2.77 1369 n.a 476.9784 1.13847 n.d n.a n.a 5 16 6 1 14 52 10 n.a 444 566 n.a 418.96 n.a n.a

08/04/06 42.9 2.32 2720 n.a 920.2 0.4 0.3 n.a n.a 19 22 19 4 21 55 11 n.a 297 764 n.a 2300.50 n.a n.a

14/11/06 53.5 2.72 1440 n.a 391 1.46 0.39 n.a n.d 12 8 10 3 10.22 n.a 5.5 38.00 250 120 n.d 267.81 -81.93 -9.79

29/01/07 51 1.91 2250 n.a 2261.851 1.412 1.414 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 1601.88 -67.93 -6.31

13/11/07 47 235 3520 n.a 1011.6 4.4 0.2 n.a n.d 18.2 11.7 15 4.4 n.a n.a n.a 61.40 n.a n.a n.d 229.91 -51.22 0.98

17/01/09 23.8 2 4400 n.a 1206.1 2.1 0.2 n.a n.d 20.5 10 12.9 4 n.a n.a n.a 85.00 n.a n.a n.d 574.33 n.a n.a

Laguna Chancho 1

06/11/03 27.6 1.98 3460 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 14 10 48 4 n.d 80 3.824 n.a 204 35 n.a n.a -59 -4.8

05/05/04 21.2 2.05 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 3 8 76 2 7 n.d 4.187 n.a 205 38 n.a n.a n.a n.a

20/08/04 26 2 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 4 7 49 3 11.02 n.a 12.07 n.a 301 249 n.a n.a n.a n.a

12/11/04 28.3 2.41 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 7 7 43 2 7.64 n.a 5.03 n.a 194 143 n.a n.a n.a n.a

13/04/05 28.9 2.49 n.a n.a 1151.81 6.02 n.a n.a n.a 21 16 43 7 18.3 48.4 21.1 n.a 407 490 n.a 191.33 -54.59 -3.90

15/09/05 21 2.36 2329 n.a 364.78 0.94 n.a n.a n.a n.d 6 2 2 5 17 2 n.a 124 300 n.a 388.46 n.a n.a

06/12/05 20.8 2.27 2388 n.a 530.21 2.25 n.a n.a n.a n.d 8 11 n.d 5 11 2 n.a 99 421 n.a 235.82 n.a n.a

08/04/06 33.1 2.4 1685 n.a 1922.8 7.6 0.2 n.a n.a 24 24 63 8 8 48 7 n.a 297 44 n.a 253.00 n.a n.a

14/11/06 27.1 2.5 2360 n.a 461 1.7 0.27 n.a n.d 6 3 30 2 n.a n.a 4 20.00 n.a 470 n.d 271.18 -67.1 -7.42

29/01/07 36 1.83 2261 n.a 978.196 3.785 0.304 0.062 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 258.44 n.a n.a


Laguna Chancho 2

06/11/03 54 6.24 551 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 26 15 37 10 n.d 95 0.812 n.a 151 39 n.a n.a -77 -9.9

05/05/04 46 6.16 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 17 15 80 10 1 n.d 0.229 n.a 183 35 n.a n.a n.a n.a

20/08/04 54 6.25 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 16 18 39 14 1.25 n.a 0.5 n.a 228 214 n.a n.a n.a n.a

12/11/04 46.1 6 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 12 8 33 5 n.d n.a n.d n.a 0 75 n.a n.a n.a n.a

13/04/05 63.1 6.52 n.a n.a 216.43 2.82 n.a n.a n.a 36 24 41 14 39.3 46.6 11.8 n.a 529 546 n.a 76.78 n.a n.a

15/09/05 37.9 6.5 495 n.a 83.63 1.72 n.a n.a n.a 25 23 6 11 5 36 1 n.a 204 329 n.a 48.59 n.a n.a

06/12/05 36.5 5.9 287 n.a 94.04 2.51 n.a n.a n.a n.d 10 13 5 23 23 7 n.a 205.578 649 n.a 37.43 n.a n.a

08/04/06 51.9 4.7 353 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 24 22 34 9 2 25 1 n.a 101.253 174 n.a n.a n.a n.a


Punto de Muestreo



Laguna Sulfurosa

06/11/03 51.5 2.75 1200 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 24 12 37 8 n.d 100 0.753 n.a 171 45 n.a n.a n.a n.a

05/05/04 51 3.8 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 19 15 65 7 2 n.d 0.909 n.a 209 224 n.a n.a n.a n.a

Laguna Verde


05/05/04 15.2 2.1 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 9 11 63 2 5 n.d 2.707 n.a 284 28 n.a n.a n.a n.a

08/04/06 24.9 2.25 1984 n.a 491.2 3.5 0.1 n.a n.a 17 22 28 4 4 39 3 n.a 259.076 124 n.a 140.34 n.a n.a

Agua Ferruginosa

06/11/03 55.7 6.48 850 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 57 31 74 28 n.d 137 n.d n.a 129 61 n.a n.a -85 -11.8

05/05/04 34.5 6.3 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 57 34 142 30 2 n.d n.d n.a 170 81 n.a n.a n.a n.a

15/09/05 39.1 6.75 940 n.a 2.51 2.97 0.18 n.a n.a 56 40 12 27 1 54 n.d n.a 153 354 n.a 0.84 n.a n.a

26/01/09 n.a n.a n.a n.a 13.3 1.1 0.2 n.a n.a 52.7 29.2 26.4 24.8 n.a n.a n.a 5.80 n.a n.a n.a 12.09 n.a n.a

Agua Sulfurosa


05/05/04 40 6.8 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 36 26 117 27 n.d n.d n.d n.a 99 67 n.a n.a n.a n.a

15/09/05 48.2 6.8 735 n.a 8.18 2.65 1.08 n.a n.a 35 32 9 22 n.d 46 n.d n.a 102 312 n.a 3.09 n.a n.a

Agua del Mate


05/05/04 59.2 6.1 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 22 20 72 10 5 n.d n.d n.a 522 140 n.a n.a n.a n.a

15/09/05 48.1 6.24 475 n.a 33.93 2.84 0.44 n.a n.a 18 26 6 8 5 66 1 n.a 574 378 n.a 11.95 n.a n.a

Agua de Vichy


05/05/04 37.9 5.79 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 11 10 122 8 13 n.d -0.012 n.a 1154 50 n.a n.a n.a n.a

15/09/05 40.7 6.07 470 n.a 7.18 1.65 0.18 n.a n.a n.d 9 4 6 16 39 n.d n.a 1232 290 n.a 4.34 n.a n.a

Lag. Las Mellizas


05/05/04 5 5.6 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 5 6 50 15 n.d n.d 0.376 n.a 392 203 n.a n.a n.a n.a

08/04/06 11.3 4.6 363 n.a 128.4 25.9 n/d n.a n.a 12 15 31 16 n.d 9 1 n.a 486.751 694 n.a 4.96 n.a n.a

14/11/06 1 6.25 0.29 6.832 44 11 0.51 n.a n.a 6.5 2 9.6 9 n.a n.a n.a 0.05 n.a n.d n.a 4.00 n.a n.a

18/01/09 17.5 5.97 420 n.a 109.6 26.2 1.1 0.3 n.a 12.9 3.8 20.7 16.1 n.a n.a n.a n.d n.a n.a n.a 4.18 n.a n.a


Punto de Muestreo



Trapa Trapa

13/04/05 93 7.3 n.a n.a 165.31 14.56 0.63 n.a n.a 22 9 58 27 31.1 34.5 12.3 n.a 1970 256 n.a 11.36 n.a n.a

08/04/06 94.4 11.2 341 n.a 788.1 11 0.1 n.a n.a 17 14 30 7 1 26 2 n.a 377 1189 n.a 71.65 n.a n.a


Chancho-Co 1

13/04/05 93.6 3.87 n.a n.a n.d 7.31 n.d n.a n.a 27 17 30 18 4.6 51.3 40.2 n.a 483 48 n.a n.a -69.24 -5.46

08/04/06 92.1 2.6 1462 n.a 823.4 8.7 0.08 n.a n.a 15 20 24 10 10 54 11 n.a 258 2499 n.a 94.64 n.a n.a

29/01/07 86 2.4 n.a n.a 956.008 4.874 0.398 0.053 1.416 25.36 12.05 37.8 23.6 n.a n.a n.a 29.67 n.a n.a n.a 196.14 n.a n.a


Chancho-Co 2

13/04/05 93.2 3.1 n.a n.a 2081.30 4.12 n.d n.a n.a 6 6 13 17 246.0 61.8 136.6 n.a 828 25871 n.a 505.00 -55.66 1.44

08/04/06 91.5 2.07 7480 n.a 9153.6 2.5 0.06 n.a n.a 4 11 20 19 124 61 92 n.a 1111 67831 n.a 3661.44 n.a n.a

29/01/07 81 5.74 n.a n.a 288.45 18.52 0.436 2.38 0.206 18.96 5.2 47.6 24.8 124 61 92 2.58 n.a n.a n.a 15.58 n.a n.a

23/01/09 85.7 2.21 5600 n.a 3334.7 0.3 0.5 n.a n.a 12.8 1 28.8 22.2 124 61 92 74.20 n.a n.a n.d 11115.67 n.a n.a

Aguas de Deshielo

Las Mellizas 1 6.25 290 6.832 44 11 0.51 0.015 0.116 7 2 10 9 n.a n.a n.a 0.05 n.d n.d n.d 4.00 -85.12 -12.41

Hualcupen 11.5 7.02 10 15.128 0.76 0.43 0.05 0.002 0.046 2 1 2 1 n.a n.a n.a 0.06 n.d n.d n.d 1.77 -88.39 -12.08

Pucón Mahuida 4.7 6.27 30

3.66 12 0.99 0.21 n.d 0.036 1.6 0.98 2.1 1.58 n.a n.a n.a 0.14 n.d n.d n.d 12.12 n.a n.a

Rio Trolope 11 6.2 30 16.836 7.8 2.3 0.11 0.004 0.123 2.7 1.1 3.34 2.06 n.a n.a n.a 0.08 n.d n.d n.d 3.39 -86.74 -11.66

Río Agrio SuperiorRio Agrio

Puente NE10.2 3.12 1050 n.a 218 60 5.2 0.059 0.002 11 3.6 16.8 18.3 16.7 n.a 12 0.12 840 n.d n.d 3.63 n.a n.a

Salto del Agrio 12 3.48 380 n.a 85 23 2.1 0.048 0.052 7.3 2 10.6 8.75 5.09 n.a 4.5 0.04 380 50 n.d 3.70 -86.75 -12.05

Río Agrio Puerta de Trolope

12.6 3.63 330 n.a 83 23 1.9 0.022 0.039 5.4 1.8 8.85 7.4 1.81 n.a 4.25 0.18 350 <10 n.d 3.61 n.a n.a

Rio Agrio Puente - Rio

Ñorquin12.8 3.74 240 n.a 73 20 1.6 0.028 0.009 5.3 2 12.75 6.9 n.a n.a 3.25 0.05 n.d 190 n.d 3.65 n.a n.a

Rio Agrio Loncopue

14.2 6.72 110 13.42 34 8.5 0.65 0.007 0.259 1.3 1.9 11.3 5.25 n.a n.a n.a 0.03 n.d 270 n.d 4.00 n.a -12.41


Temperatura Máxima Media Mensual

Año / Mes Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Sep Oct Nov Dic2003 18.1 18.8 20.1 13.6 10.4 6.6 5.7 6.7 7.7 12.3 14.4 13.82004 20.5 20.4 18.5 10.6 9.7 3.3 3.2 6.3 9.2 11.8 12.5 15.92005 18.8 21.6 15.9 12.1 5.4 4.5 6.2 4.1 7.6 9.9 12.7 16.92006 19.0 20.6 16.0 15.3 9.8 6.1 4.3 7.0 8.3 9.5 14.1 14.62007 19.4 17.2 17.0 13.2 7.8 4.9 4.2

Promedio 19.2 19.7 17.5 12.9 8.6 5.1 4.7 6.0 8.2 10.9 13.4 15.3

Temperatura Mínima Media Mensual

Año / Mes Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Sep Oct Nov Dic2003 7.6 5.9 7.4 2.8 1.6 -0.1 -2.4 -2.1 -0.5 2.2 4.4 3.62004 9.2 7.7 6.5 5.6 6.5 -1.2 -1.2 -0.4 0.7 2.0 3.2 6.12005 7.2 8.4 4.8 2.0 -0.8 -2.1 -2.3 -3.1 -1.5 0.5 3.8 5.02006 7.1 8.5 4.1 3.8 1.0 0.2 -1.7 -2.3 -1.2 0.4 3.2 5.12007 8.0 6.3 5.6 2.6 -1.1 -2.1 -4.4

Promedio 7.8 7.3 5.7 3.4 1.4 -1.0 -2.4 -2.0 -0.6 1.3 3.7 4.9

Julio 2007: Calculado con valores hasta el 12/7/07

Precipitación Total Mensual

Año / Mes Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Sep Oct Nov Dic2003 59 16 22 73 57 862 276 110 162 142 102 1102004 0 52 63 59 0 158 50 56 117 0 115 742005 28 0 31 31 588 659 265 397 6 19 99 672006 91 33 15 262 167 660 673 269 206 132 26 2212007 26 79 15 119 8 196 79 *Total 204 180 146 544 820 2535 1343 832 491 293 342 472

Julio 2007: Calculado con valores hasta el 12/7/07

C. Datos de temperatura media anual máxima y mínima (°C) y precipitaciones mensuales (mm) para el intervalo 2003-2007, aportados por AICRNLN (2007). AICRNLN: Autoridad Interjurisdiccional de Cuencas Río Negro, Limay y Neuquén.

Documents

Estudio geoquímico de los fluídos volcánicos e …...Deshielo (AD) neutras. Las aguas SVH presentan además altos valores relativos de F, señalando que actúan como condensadores