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UNIVERSIDAD DE CHILE
FACULTAD DE CIENCIAS FÍSICAS Y MATEMÁTICAS
DEPARTAMENTO DE GEOLOGÍA
SISTEMA GEOTERMAL ASOCIADO AL VOLCÁN SIERRA NEVADA: ESTUDIO GEOQUÍMICO DE AGUAS Y GASES
TERMALES
MEMORIA PARA OPTAR AL TÍTULO DE GEÓLOGO
MAURICIO ERNESTO MUÑOZ MORALES
PROFESOR GUÍA
MOHAMMAD AYAZ ALAM
MIEMBROS DE LA COMISIÓN
ALFREDO LAHSEN AZAR
MIGUEL ÁNGEL PARADA REYES
SANTIAGO DE CHILE
2011
1
Resumen
Al oeste de la Cordillera de la Araucanía, entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín, existen fuentes termales que pueden ser incluidas en el mismo sistema geotermal. En el valle del río Cautín están las termas de Manzanar y Malalcahuello de composición Na-SO4. En el flanco noroeste del volcán Sierra Nevada, están las Aguas de la Vaca de composición Na-Cl-SO4 y los Baños del Toro de composición Ca-SO4.
La principal fuente de calor del sistema geotermal es el volcán Sierra Nevada. Este es un estratovolcán construido antes de la última glaciación (evento Llanquihue, hace 20.000 años), tiene una base ancha que alcanza cerca de 30 km de diámetro y está coronado por una caldera erosionada de 3 km de diámetro abierta hacia el oeste. Sus productos son principalmente andesitas y andesitas basálticas.
Todas las fuentes termales incluidas en este trabajo, se encuentran dentro de los límites de una cuenca de intra-arco, que forma parte de la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (ZFLO). Las estructuras asociadas a la formación de esta cuenca, favorecen la infiltración de aguas meteóricas que recargan al sistema geotermal y ayudan al flujo de fluidos dentro del sistema.
Los acuíferos del sistema geotermal están alojados principalmente en las rocas depositadas sobre el Batolito Nor Patagónico (BNP). El BNP es una barrera impermeable, por lo que constituye el límite inferior del sistema geotermal y condiciona el flujo lateral de fluidos.
El up flow del sistema geotermal está bajo los Baños del Toro. Sobre el up flow existe un acuífero sin dimensiones conocidas, que abastece de fluidos al resto de los acuíferos del sistema geotermal. Este acuífero ubicado sobre el up flow, está en equilibrio a una temperatura de 216°C.
Una vez que los fluidos termales salen del acuífero ubicado sobre el up flow, migran hacia el norte, llegando hasta el valle del río Cautín. Cuando el Grupo plutónico Melipeuco deja de condicionar el flujo lateral, los fluidos migran hacia el noroeste, para acumularse en un acuífero ubicado bajo las termas de Manzanar. Durante el flujo de fluidos dentro del sistema geotermal, la evolución de los aniones principales está marcada por la acción de 2 buffers de pH: 1) HSO4/SO4 y 2) CO2/HCO3, por lo que las aguas del out flow son SO4-HCO3.
Las Aguas de la Vaca representan un out flow cercano al up flow de sistema geotermal. Las aguas recolectadas en esta fuente termal han sufrido procesos de dilución, ebullición y reequilibrio.
Las termas de Malalcahuello representan un out flow del sistema geotermal. Bajo estas termas existen acuíferos pequeños a una profundidad de 100 m, con un espesor de 100 m y con una extensión areal de 1-2 km. Estos acuíferos están en equilibrio parcial a una temperatura entre los 70-100°C.
Las termas de Manzanar representan un out flow del sistema geotermal. Bajo estas termas existe un acuífero a una profundidad de 80-120 m, con un espesor de 100 m, que comienza 2 km al oeste de las termas de Manzanar y que se extiende 5 km al ESE de estas termas. Este acuífero está en equilibrio a una temperatura entre los 60-82°C.
Las características de los distintos acuíferos que componen el sistema geotermal, permiten dividirlo en 2 zonas: 1) Una zona con recursos geotermales de alta entalpía, en el flanco oeste del volcán Sierra Nevada y 2) Una zona con recursos de baja entalpía, a lo largo del valle del río Cautín.
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“No te establezcas en una forma, adáptala, construye la tuya propia y déjala crecer”
Bruce Lee
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Agradecimientos
Estoy muy agradecido de mi familia, en especial de mis padres, porque siempre me apoyaron.
También estoy muy agradecido de mi novia “vidita”, porque desde que la conozco mi vida es
genial y porque su compañía me ayudo a crear un proyecto de vida.
Estoy extremadamente agradecido de mi profesor guía Ayaz, porque su conocimiento de
geoquímica de aguas y gases termales fue vital en el desarrollo de mi memoria. También estoy
muy agradecido de los de los profesores de la comisión, porque las críticas del profesor Parada
siempre fueron constructivas y los comentarios acertados del profesor Lahsen me ayudaron a
complementar las ideas.
Quiero agradecer a Daniel Sellés, por ayudarme de manera desinteresada con la memoria.
También quiero agradecer a Cesar Montenegro, por buscarme el tema de memoria y por su
enorme ayuda.
Quiero agradecerle a las personas que me ayudaron en el terreno de la memoria: la señora María
Teresa de las termas de Manzanar, don Luis y Rodrigo de las termas de Malalcahuello y don Luis
Parra y su esposa, la señora Juanita, por dejarme entrar a los Baños del Toro y Aguas de la Vaca.
Quiero agradecer también al financiamiento del trabajo, que el caso de esta memoria corresponde
a la Cátedra de Geotermia del Ministerio de Energía y al proyecto PBCT, PDA-07 programa post-
doctoral en áreas relevantes de la geología.
Como no agradecer a ese puñado de hombres excepcionales, con los que somos amigos desde el
colegio: Osvaldo El genio Lacourt, Chistopher Rock&Roll Lincoleo, Manuel la máquina Olivares,
Pablo High voltage Palma, Eduardo Lucho figo Salas, Manuel Pato Salazar, Carlos Neira, Panchito,
Marcelo Felx Moreno, Sergio Pereira y Simono.
También quiero agradecer a los del vietcong de geología, porque compartir los cursos con ustedes
fue lo más lindo de esta carrera: Joaquín, Mathi, Daniel, Felipe, Suzie, Chuk, Buho, Cegatón, Vale,
Tutu, Leo, Dani, javi, Dragón, Nachete, Carlangas, Jacqui, Carisma y a todos los mexicanos.
Quiero agradecer a la María Rosa, por su simpatía, amabilidad y buen corazón y a Jaime, por su
ayuda con los análisis de aguas.
Finalmente quiero agradecer y desear suerte a todos los que trabajan en geotermia en el
departamento de Geología de la Universidad de Chile: Pablo, Oscar, Anneli, Pancho, Chapa, Diego,
Carcas, Coni y Ricardo. Espero que Centro de Excelencia de Geotermia de los Andes, se transforme
en su trampolín al éxito profesional.
4
Índice general
Índice general ................................................................................................................................ 4
Capítulo 1 Introducción ................................................................................................................ 10
1.1 Exposición del problema .................................................................................................... 10
1.2 Ubicación y vías de acceso .................................................................................................. 11
1.3 Clima y vegetación ............................................................................................................. 12
1.4 Objetivos ............................................................................................................................ 13
1.5 Plan de trabajo ................................................................................................................... 13
1.6 Hipótesis de trabajo ........................................................................................................... 14
Capítulo 2 Marco Geológico ......................................................................................................... 15
2.1 Los Andes del Sur ............................................................................................................... 15
2.1.1. Tectónica y esfuerzos principales .......................................................................... 15
2.1.2 Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (ZFLO)............................................................................... 16
2.3 Unidades morfotectónicas .............................................................................................. 17
2.2 Geología de la Zona Volcánica Sur Central (ZVSC) ............................................................... 20
2.2.1 Fallas principales de la Zona Volcánica Sur Central ....................................................... 20
2.2.2 Evolución tectónica de la Zona Volcánica Sur Central ................................................... 23
2.3 Geología del área de estudio .............................................................................................. 24
2.3.1 Rocas sedimentarias .................................................................................................... 26
2.3.2 Rocas intrusivas ........................................................................................................... 30
2.3.3 Volcanes de la Cordillera principal en la Zona Volcánica Sur Central (ZVSC) .................. 31
2.3.4 Estructuras .................................................................................................................. 37
Capítulo 3 Fuentes termales......................................................................................................... 42
Baños del Toro ......................................................................................................................... 42
Aguas de la Vaca ...................................................................................................................... 43
Termas de Manzanar ............................................................................................................... 44
Termas de Malalcahuello ......................................................................................................... 45
Capítulo 4 Exploración geofísica mediante resistividad eléctrica................................................... 47
4.1 Exploración geofísica (MT y TEM) ....................................................................................... 47
4.1.1 Resultados e interpretación de MT al noroeste del volcán Sierra Nevada ..................... 48
4.1.2 Resultados e interpretación de TEM bajo las termas de Manzanar ............................... 49
5
4.2 Interpretación de la exploración geofísica (MT y TEM) ........................................................ 50
Capítulo 5 Geoquímica de aguas .................................................................................................. 52
5.1 Antecedentes de geoquímica de aguas ............................................................................... 52
5.2 Recolección de muestras y métodos analíticos ................................................................... 53
5.2.1 Trabajo de campo ........................................................................................................ 53
5.2.2 Métodos analíticos ...................................................................................................... 55
5.3 Resultados ......................................................................................................................... 55
5.4 Descripción de la composición química de las muetras de agua .......................................... 58
5.5 Origen y evolución de los fluidos termales .......................................................................... 61
5.5.2 Aniones principales ...................................................................................................... 61
5.5.3 Elementos conservativos ............................................................................................. 65
5.5.4 Isótopos estables δD y δ18O ......................................................................................... 70
5.6 Geotermómetros acuosos .................................................................................................. 73
5.6.1 Geotermómetros de sílice............................................................................................ 73
5.6.2 Geotermómetros de cationes ...................................................................................... 77
5.7 Equilibrio multimineral ....................................................................................................... 81
5.8 Rangos de temperatura y condiciones de equilibrio ............................................................ 87
5.9 Síntesis de la geoquímica de aguas ..................................................................................... 89
Capítulo 6 Geoquímica de gases ................................................................................................... 91
Antecedentes de geoquímica de gases ..................................................................................... 91
6.2 Recolección de muestra y métodos analíticos ..................................................................... 91
6.2.2 Recolección de muestra ............................................................................................... 92
6.2.3 Métodos analíticos ...................................................................................................... 92
6.3 Resultados ......................................................................................................................... 93
6.4 Elementos conservativos .................................................................................................... 93
6.5 Geotermómetros gaseosos ................................................................................................. 95
6.6 Síntesis de la geoquímica de gases ..................................................................................... 97
Capítulo 7 Modelo integrado ....................................................................................................... 98
7.1 Aspectos generales............................................................................................................. 99
7.2 Dirección del flujo de los fluidos termales..........................................................................100
7.3 Acuíferos del sistema geotermal ........................................................................................102
Conclusiones ...............................................................................................................................104
6
Discusiones y recomendaciones ..................................................................................................106
Referencias .................................................................................................................................107
7
Índice de figuras
Figura 1.1 Mapa de la ubicación y vías de acceso del área de estudio ........................................... 11
Figura 2.1 Mapa de la configuración tectónica actual y los esfuerzos principales de la zona suroeste
del continente Sudamericano ...................................................................................................... 16
Figura 2.2 Mapa de las unidades morfotectónicas de los Andes del Sur ........................................ 19
Figura 2.3 Mapa geológico simplificado del flanco oeste de Zona Volcánica Sur Central, entre los
37,5-39°S ..................................................................................................................................... 21
Figura 2.4 Modelo conceptual de la ZFLO con cinemática de zona de falla SC ............................... 22
Figura 2.5 Mapa de las fallas y lineamientos principales del norte de la Zona Volcánica Sur Central
(ZVSC) .......................................................................................................................................... 23
Figura 2.6 Mapa geológico del área entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín ........... 25
Figura 2.7 Secuencia estratigráfica generalizada entre los 38-39°S ............................................... 29
Figura 2.8 Diagrama TAS (LeBas et al., 1986) para los productos del volcán Sierra Nevada ........... 34
Figura 2.9 Diagrama AFM (Irving y Baragar, 1971) para los productos del volcán Sierra Nevada ... 35
Figura 2.10 Fotomicrografías de muestras representativas de las lavas del volcán Sierra Nevada . 36
Figura 2.11 Mapa de las estructuras entre el norte del Complejo Volcánico Lonquimay y el sur del
volcán Sierra Nevada ................................................................................................................... 38
Figura 2.12 Esquema en planta de la cuenca por curvatura de falla (fault-bend) identificada en el
área de estudio ............................................................................................................................ 39
Figura 2.13 Perfiles geológicos ubicados entre el norte del volcán Lonquimay y el sur del volcán
Sierra Nevada .............................................................................................................................. 40
Figura 3.1 Fotografías de los Baños del Toro ................................................................................ 43
Figura 3.2 Fotografías de las Aguas de la Vaca .............................................................................. 44
Figura 3.3 Fotografías de las termas de Manzanar ........................................................................ 45
Figura 3.4 Fotografías de las Termas de Malalcahuello ................................................................. 46
Figura 4.1 Mapa de la ubicación de las estaciones MT y TEM al noroeste del volcán Sierra Nevada
.................................................................................................................................................... 48
Figura 4.2 Perfil MT número 1 ...................................................................................................... 49
Figura 4.3 Perfil TEM 2 y 3a .......................................................................................................... 50
Figura 4.4 Sección horizontal y vertical del acuífero que abastece a las termas de Manzanar ....... 51
Figura 5.1 Diagrama de Piper (1944) elaborado con los antecedentes de las aguas de las termas
ubicadas en área de estudio ......................................................................................................... 53
Figura 5.2 Diagrama de Piper (1944) para las muestras de aguas termales y no termales ubicadas
entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín. .................................................................. 59
Figura 5.3 Cantidad de Sólidos disueltos totales en las aguas termales y no termales ubicadas entre
el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín. ........................................................................... 60
Figura 5.4 Diagrama ternario de Cl, SO4 y HCO3 para las aguas termales de las termas ubicadas
entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín................................................................... 63
Figura 5.5 Razón SO4/Cl y HCO3/Cl para las aguas termales de las termas ubicadas entre el volcán
Sierra Nevada y el valle del río Cautín. ......................................................................................... 64
8
Figura 5.6 Diagrama ternario de Cl, Li y B para las aguas termales de las termas ubicadas entre el
volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín ............................................................................... 66
Figura 5.7 Relaciones entre las concentraciones de B y Cl de las aguas termales de las termas
ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín. a) Gráfico B v/s Cl para las Aguas de
la vaca en rojo, termas de Manzanar en azul y termas de Malalcahuello en verde. b) Razón B/Cl
para las Aguas de la Vaca, termas de Manzanar y Malalcahuello. ................................................. 68
Figura 5.8 Evolución de la razón B/Cl, desde las cercanías del up flow del sistema geotermal (Aguas
de la Vaca) hasta el out flow del sistema geotermal (termas de Manzanar y Malalcahuello). ........ 69
Figura 5.9 Relación entre δD y δ18O en las aguas termales de las termas ubicadas entre el volcán
Sierra Nevada y el valle del río Cautín, los ríos Cautín y Blanco y una vertiente de agua subterránea
en Malalcahuello ......................................................................................................................... 71
Figura 5.10 Detalle de la relación entre δD y δ18O de las aguas termales de las termas ubicadas
entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín, los ríos Cautín y Blanco y una vertiente de
agua subterránea en Malalcahuello ............................................................................................. 72
Figura 5.11 Geotermómetro de Na-K-Mg para las termas ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y
el valle del río Cautín ................................................................................................................... 81
Figura 5.12 Gráfico de los índices de saturación v/s la temperatura, para los minerales en posible
equilibrio con el agua termal de las Aguas de la Vaca. .................................................................. 83
Figura 5.13 Gráfico de los índices de saturación v/s la temperatura, para los minerales en posible
equilibrio con el agua termal de las termas de Manzanar. ............................................................ 84
Figura 5.14 Gráfico de los índices de saturación v/s la temperatura, para los minerales en posible
equilibrio con el agua termal de las termas de Malalcahuello. ...................................................... 85
Figura 5.15 Estimación de las temperaturas para el último equilibrio en sub-superficie mediante
los geotermómetros convencionales, en las termas ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el
valle del río Cautín. ...................................................................................................................... 87
Figura 6.1 Geotermómetro de CO2/Ar-H2/Ar aplicado a la muestra de gas tomada en los Baños del
Toro (antecedentes) .................................................................................................................... 91
Figura 6.2 Contenido relativo de N2, He y Ar para los gases los Baños del Toro y las Aguas de la
Vaca............................................................................................................................................. 94
Figura 6.3 Geotermómetro de CO2/Ar-H2/Ar, aplicado a las muestras de gas tomada en los Baños
del Toro y las Aguas de la Vaca ..................................................................................................... 97
Figura 7.1 Sistema geotermal ubicado entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín. Vista
en planta de la ubicación de los acuíferos y la dirección del flujo de los fluidos dentro del sistema
geotermal. ................................................................................................................................... 99
Figura 7.2 Perfiles esquemáticos del sistema geotermal ubicado entre el volcán Sierra Nevada y el
valle del río Cautín. Se muestra la ubicación de los acuíferos y la dirección del flujo de los fluidos
del sistema geotermal. ................................................................................................................102
9
Índice de tablas
Tabla 5.1 Análisis químicos de las aguas termales y no termales, ubicadas entre el volcán Sierra
Nevada y el valle del río Cautín .................................................................................................... 57
Tabla 5.2 Análisis de isótopos estables (D y O18) de las aguas termales y no termales, ubicadas
entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín................................................................... 57
Tabla 5.3 Temperaturas estimadas para el último equilibrio en profundidad, en las termas
ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín, mediante geotermómetros de
sílice. ........................................................................................................................................... 76
Tabla 5.4 Temperaturas estimadas para el último equilibrio en profundidad, en las termas
ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín, mediante geotermómetros de
Na/K. ........................................................................................................................................... 78
Tabla 5.5 Temperaturas estimadas para el último equilibrio en profundidad, en las termas
ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín, mediante geotermómetros de
K/Mg. .......................................................................................................................................... 79
Tabla 6.1 Análisis químicos de gases, para los Baños del Toro y las Aguas de la Vaca .................... 93
Tabla 6.2 Temperaturas estimadas para el equilibrio profundo, para los Baños del Toro y las Aguas
de la Vaca, mediante geotermómetros de H2/Ar y CO2/Ar. ........................................................... 96
10
Capítulo 1 Introducción
El entendimiento de los sistemas geotermales, se sustenta en la investigación de países que han
desarrollado la energía geotérmica. Lo anterior implica que los modelos de campos geotermales
fueron generados en contextos geológicos específicos y por lo tanto no son necesariamente
aplicables a todos los campos geotermales.
El presente estudio está orientado a comprender un sistema geotermal de la Zona Volcánica Sur
Central (ZVSC), ocupando las técnicas convencionales de la geoquímica geotérmica, con el fin de
aportar al conocimiento de los sistemas geotermales de los Andes del Sur mediante un caso de
estudio.
1.1 Exposición del problema
La situación de escasez en el abastecimiento energético del país, genera un escenario propicio
para el análisis y discusión de fuentes de energía alternativas, entre las que destaca la energía
geotérmica por su carácter amigable con el medio ambiente y su potencial en el país. Lo anterior
se ve favorecido, porque los Andes de Chile constituyen una de las provincias geotérmicas más
grandes, sin desarrollar en el mundo (Lahsen, 1988, Lahsen et al., 2010).
El contexto energético actual de Chile, indica que la capacidad de potencia instalada en el país
asciende a 12.847,489 MW, distribuidos entre: el Sistema Interconectado del Norte Grande (SING)
3.601,855 MW; el Sistema Interconectado Central (SIC) 9.118,242 MW; el Sistema Eléctrico de
Magallanes 79,565 MW y el Sistema Eléctrico de Aysén 47,827 MW (Comisión Nacional de Energía,
2008). De acuerdo a informes reportados a la Comisión Nacional de Energía en abril y octubre de
2007, el crecimiento en la demanda para los próximos 10 años del SIC y SING es de 6,65% y 5%
respectivamente (Comisión Nacional de Energía, 2007a; 2007b).
En el contexto de los Andes de Chile, la zona de intra-arco del centro sur de Chile, constituye un
área de interés para el desarrollo de la energía geotérmica, porque tiene una anomalía positiva del
flujo calórico con un promedio de 140 mW/m2 (Hamza y Muñoz, 1996). Dentro de la zona de intra-
arco mencionada, el área entre los 38˚S y 42˚S se vuelve aún más atractiva, porque concentra el
30% de todas las fuentes termales del país (Hauser, 1997).
En este trabajo se consideró el área ubicada entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín,
porque la ciudad de Curacautín se encuentra a menos de 30 km de todas las termas del sector y
porque los pueblos de Manzanar y Malalcahuello se ubican al lado de las termas de Manzanar y
Malalcahuello respectivamente. Lo anterior presenta una ventaja desde el punto de vista logístico,
para todos los trabajos relacionados al uso del recurso geotermal y también favorece el uso
directo de los fluidos termales.
11
1.2 Ubicación y vías de acceso
La zona con fuentes termales considerada en esta memoria, está en la IX región de la Araucanía,
entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín (figura 1.1). Específicamente el área de
estudio se encuentra entre los 5747000 y 5719000 N y entre los 255000 y 291000 E (Proyección
UTM, elipsoide 19 S).
Figura 1.1 Mapa de la ubicación y vías de acceso del área de estudio. Se destaca en el recuadro azul la ubicación exacta del área de estudio. Proyección UTM 19 S. Elipsoide WGS 84.
Para acceder a las termas incluidas en este trabajo, desde Santiago se debe viajar al sur por la ruta
R-5 Sur hasta Victoria, luego desde Victoria se continúa al este por la ruta R-181 hasta Curacautín.
Para llegar a las termas de Manzanar y Malalcahuello, desde Curacautín se deben recorrer 17 km y
12
64 km respectivamente por la ruta R-181, ambas termas están cerca de la ruta y debidamente
señalizadas. Para acceder a los Baños del Toro y a las Aguas de la Vaca, desde Curacautín se deben
recorrer 14 km por la ruta R-181 hacia el este y luego continuar al sureste por la ruta R-919 hasta
llegar a un portón anaranjado que indica el fin del camino público, desde este portón se continua
por un camino privado que llega hasta las nacientes del río Blanco, donde se pueden ver flechas en
las rocas que indican los senderos que llevan hasta las Aguas de la Vaca y los Baños del Toro.
1.3 Clima y vegetación
La (Corporación Nacional Forestal, CONAF) indica que el clima en la precordillera de la Araucanía
es templado cálido con menos de 4 meses secos, las temperaturas en promedio fluctúan entre los
15,1°C en el mes más cálido (enero) y 6,0°C en los meses más fríos (junio y julio). Desde mayo
hasta octubre las temperaturas mínimas medias son inferiores a 3°C. Durante el verano las
temperaturas máximas son superiores a los 20°C.
En la Cordillera de la Araucanía las precipitaciones oscilan entre los 1.500 a 2.500 mm al año
(Suárez y Emparan et al., 1997) y se concentran en el flanco oeste de la Cordillera principal (New et
al., 1999, 2002). Del total de precipitaciones registradas durante el año, un 70% se concentra entre
los meses de abril y septiembre (Suárez y Emparan et al., 1997).
La flora original está constituida por ejemplares típicos de la selva austral, donde predomina la
araucaria (Araucaria araucana), alerce, lenga y coihue. Las especies de menor tamaño más
abundantes son el coigüe y ñire (Nothofagus antárctica). Entre los arbustos destacan la murtilla,
maqui y parrille. Un pasto muy común y resistente a la nieve es el coirón. En general la vegetación
es densa y se encuentra principalmente en valles intermontanos angostos (Suárez y Emparan et
al., 1997).
13
1.4 Objetivos
El objetivo principal de esta memoria es caracterizar el sistema geotermal ubicado entre el volcán
Sierra Nevada y el valle del río Cautín y construir un modelo conceptual para este.
Los objetivos específicos son:
- Determinar la composición química e isotópica de las aguas termales, meteóricas y
subterráneas no termales de la zona de estudio.
- Identificar los procesos que afectan la composición de las aguas termales de la zona de
estudio.
- Determinar la composición química de los gases, de las fuentes termas cercanas al volcán
Sierra Nevada.
- Estimar la temperatura y las condiciones de equilibrio de los acuíferos que componen el
sistema geotermal.
- Integrar la interpretación de la composición de las aguas y gases termales, con el contexto
geológico estructural y la exploración geofísica (MT y TEM) extraídos del sistema público,
para una buena comprensión del sistema geotermal.
1.5 Plan de trabajo
Las metodologías específicas ocupadas para cumplir el plan de trabajo, serán señaladas en los
capítulos correspondientes. Plan de trabajo:
1. Buscar una zona de interés en base a los trabajos publicados de fuentes termales,
considerando la distribución espacial de estas y la composición de las aguas termales.
2. Recolectar y analizar las muestras de aguas termales, meteóricas y subterráneas no
termales, para obtener su composición química e isotópica (D y O18).
3. Recolectar y analizar las muestras de gases termales, para obtener su composición
química.
4. Realizar e interpretar los diagramas y gráficos utilizados en la exploración geoquímica
geotérmica, que permiten conocer el origen y evolución de los fluidos en un sistema
geotermal.
5. Aplicar los geotermómetros acuosos y gaseosos, además del equilibrio multimineral, para
determinar las condiciones de equilibrio y la temperatura de los acuíferos del sistema
geotermal.
6. Integrar la composición de los fluidos termales, con la geología y la exploración geofísica
(MT y TEM), para elaborar un modelo del sistema geotermal.
14
1.6 Hipótesis de trabajo
En la zona entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín, el volcanismo pleistoceno-
holoceno proporciona la principal fuente de calor a los sistemas geotermales. La Zona de Falla
Liquiñe-Ofqui (ZFLO), favorece la circulación profunda de agua meteórica que recarga los sistemas
geotermales, por ser una zona de falla de rumbo dextral con estructuras subverticales (Rosenau,
2004; Cembrano y Lara, 2009).
La potencia volcano-sedimentaria cubierta por lavas del Conjunto de volcanes de la Cordillera
principal, identificada en el área de estudio (Bertín, 2010), es propicia para formar reservorio(s) del
sistema geotermal.
Se considera que todas las fuentes termales del área de estudio están conectadas y forman parte
de un mismo sistema geotermal.
15
Capítulo 2 Marco Geológico
Comprender el marco geológico es vital en el estudio de un sistema geotermal, porque las
estructuras controlan el movimiento de los fluidos y las rocas influyen en la composición de los
fluidos que recuperamos en la superficie.
En este capítulo se presentan los rasgos geológicos generales de la Zona Volcánica Sur (ZVS), con
énfasis en el sector central y un marco geológico detallado del área comprendida entre el volcán
Sierra Nevada y el valle del río Cautín, porque en esta área se encuentra el sistema geotermal
estudiado en esta memoria.
2.1 Los Andes del Sur
Los Andes del Sur, también llamados Andes Patagónicos, constituyen un oroclino relativamente
angosto y de relieve bajo, al ser comparados con el plateau Andino y oroclino Boliviano (Rosenau,
2004).
2.1.1. Tectónica y esfuerzos principales
La configuración tectónica actual y los esfuerzos principales, de la zona suroeste del continente
Sudamericano se muestran en la figura 2.1.
Al norte del punto triple de Chile, la placa de Nazca subduce bajo la placa Sudamericana con una
inclinación de 25-30° (Barazangi y Isacks, 1976; Bohm et al., 2002), con una dirección noreste
(N77-80°E) y a una tasa de 65-66 mm/a (Angermann et al., 1999; Klotz et al., 2006). La geometría
de subducción oblicua dextral ha permanecido durante el cenozoico, siendo interrumpida por un
período de convergencia ortogonal entre los 20-26 Ma (Cande y Leslie, 1986; Pardo-Casas y
Molnar, 1987; De Mets; 1994; Somoza, 1998). Al sur del punto triple de Chile, la placa Antártica
subduce bajo la placa Sudamericana con una dirección ortogonal a la fosa, a una tasa de 20 mm/a
(De Mets et al., 1994).
En la Zona Volcánica Sur (ZVS), la deformación relacionada a la subducción de la placa de Nazca
bajo la placa Sudamericana, es transferida principalmente a la interfaz entre las placas (Cifuentes,
1989; Beck et al., 1998). La deformación en la zona intra-continental es menor y genera sismicidad
en el ante-arco (Bhom et al., 2002) y en el intra-arco (Chinn y Isacks, 1983; Barrientos y Acevedo,
1992).
La orientación del máximo estrés compresivo, en la zona de intra-arco de la ZVS es (N55-60°E)
(Rosenau, 2004; Bertín, 2010), lo que se desvía significativamente de la orientación de la
convergencia de placas (N77-80°E) (Angermann et al., 1999; Klotz et al., 2006). Lo anterior indica
un alto nivel de partición del estrés a lo largo de los Andes, controlado por el debilitamiento
termal en la zona de intra-arco, generando un despegue vertical (Rosenau, 2004).
La deformación en el arco magmático de los Andes del Sur, indica que pueden coexistir dominios
transtensionales y transpresionales en el espacio y tiempo (Cembrano y Lara, 2009).
16
Figura 2.1 Mapa de la configuración tectónica actual y los esfuerzos principales de la zona suroeste del continente Sudamericano. Abreviaciones: LOFZ = Liquiñe-Ofqui Fault Zone, MFZ = Magallanes Fault Zone, CTJ = Chile Triple Junction (Los círculos blancos indican la migración hacia el norte del CTJ durante el neógeno), SVZ = Southern Volcanic Zone de los Andes. Las estrellas marcan la ubicación de los terremotos históricos (asociados a erupciones en la Zona Volcánica Sur). Las flechas indican el desplazamiento horizontal. Las áreas continentales oscuras tienen una altura superior a los 2.000 m. Figura extraída de (Rosenau, 2004).
2.1.2 Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (ZFLO)
La estructura principal de los Andes del Sur es la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (ZFLO) (Hervé, 1976;
Cembrano, 1998) (figura 2.1). La ZFLO es una zona de falla de intra-arco que se extiende por cerca
de 1.200 km, entre los 38° y 47°S (Cembrano et al., 1996; Folguera et al., 2002; Adriasola et al.,
2006; Rosenau et al., 2006). La ZFLO acomoda cerca de la mitad del desplazamiento paralelo al
margen, producido por la subducción oblicua de la placa de Nazca bajo la placa Sudamericana
(Rosenau, 2004; Rosenau et al., 2006). Los extremos norte y sur de la ZFLO se han descrito como
estructuras de ‘Cola de Caballo’ (Diemer y Forsythe, 2000; Potent, 2003).
17
Evidencias geológicas indican que la ZFLO es una estructura activa desde el cretácico (e. g. Hervé,
1994; Cembrano et al., 1996) y que es una falla transformante al menos desde hace 25 Ma (e. g.
Hervé et al., 1994). La ZFLO acomoda parte de la subducción oblicua de la placa de Nazca bajo la
placa Sudamericana, al menos desde el pleistoceno (Hervé, 1976; Hervé 1994; Cembrano et al.,
1996, 2002; Lavenu y Cembrano, 1999; Rosenau 2004; Rosenau et al., 2006). La actividad sísmica
revela que la ZFLO se encuentra activa en la actualidad (Lange et al., 2008).
Los factores que pueden explicar el inicio del movimiento de rumbo dextral de la ZFLO, hace
aproximadamente 6-5 Ma son: (1) La reorganización de las placas causada por el aumento
continuo, en la oblicuidad de la convergencia de placas, desde el mioceno superior (Somoza, 1998)
y (2) El debilitamiento termal y ubicación del estrés en la zona de intra-arco, provocados por el
aumento en la inclinación del slab y el restablecimiento del frente volcánico (Melnick et al.,
2006b).
El componente de acortamiento de la ZFLO desde el plioceno hasta el holoceno, aumenta hacia el
sur a medida que se aproxima al punto triple de Chile (e. g. Lavenu y Cembrano, 1999; Cembrano
et al., 2002; Rosenau et al., 2006).
Implicancias en sistemas geotermales
Las estructuras subverticales de la ZFLO (Cembrano y Lara, 2009), permiten la infiltración de aguas
meteóricas, que recargan los sistemas geotermales ubicados sobre la traza de la zona de falla.
2.3 Unidades morfotectónicas
El margen suroeste del continente sudamericano, tiene una segmentación morfotectónica de la
que consideraremos las 3 unidades principales: 1) Cordillera de la costa, 2) Valle longitudinal y 3)
Codillera principal.
2.3.1 Cordillera de la costa
La Cordillera de la costa es una cordillera paralela a la fosa (figura 2.2), con una altura máxima de
1.500 m (e. g. Cordillera de Nahuelbuta, Rosenau, 2004). Esta cordillera está construida sobre 2
unidades litológicas, que representan el cinturón metamórfico pareado compuesto por las series
occidentales y orientales (Hervé, 1977).
2.3.2 Valle longitudinal
El Valle longitudinal de 70 km de ancho en promedio (figura 2.2), ha sido el depocentro de
sedimentos provenientes de la Cordillera de la costa y de la Cordillera principal (Rosenau, 2004).
Este valle ha sido un graben activo durante el terciario (Lavenu y Cembrano, 1999; Jordan et al.,
2001), pero ha registrado un alzamiento durante el holoceno (Hervé y Ota, 1993).
Los depósitos volcano-sedimentarios terciarios del Valle longitudinal, tienen espesores de hasta
3.000 m y una edad máxima eocena (Illies, 1967; Muñoz y Araneda, 2000; Stern et al., 2000;
18
Jordan et al., 2001). Los depósitos terciarios descritos han sido cubiertos por nuevos depósitos
volcánicos, volcano sedimentarios, fluviales y fluvio-glaciares (Rosenau, 2004).
El patrón de deformación interna del Valle longitudinal sugiere extensión paralela al margen,
acortamiento y rotación de bloques (Lavenu y Cembrano, 1999; Potent, 2003).
2.3.3 Cordillera principal
La Cordillera principal de los Andes del Sur (figura 2.2), tiene una altura promedio menor a 1.200
m y un ancho aproximado de 200 km. Consiste en un arco volcánico activo, construido sobre la
superficie erosionada del arco magmático del jurásico tardío-mioceno (El Batolito Nor Patagónico
abreviado como BNP, Mpodozis y Ramos, 1989; Pankhurst et al., 1992).
El régimen tectónico compresivo del mioceno tardío generó un acortamiento E-W que provocó la
inversión de cuencas, transpresión en la corteza media y la construcción de la Cordillera principal
(Jordan et al., 2001; Rosenau, 2004). Este acortamiento generó un alzamiento y exhumación de
granitoides que fueron intruidos a menos de 3 km de profundidad (Seifert et al., 2005; Melnick et
al., 2006b).
A lo largo de la Cordillera principal se observan gradientes topográficos significativos, debido a la
disminución en la elevación de la Cordillera principal hacia el sur, acompañada por un aumento en
la disección (Rosenau, 2004). La fuerte correlación entre el clima, la topografía, la erosión y los
gradientes de exhumación, sugieren que el clima es el factor principal que controla la exhumación
en los Andes del Sur (Rosenau, 2004; Glodny, 2008). Los episodios helados entre el plioceno y
holoceno produjeron una erosión glacial intensa al sur de los 40°S, mientras que al norte de los
40°S la erosión glacial fue intermitente, generada por Glaciares del tipo Alpinos1 (Rosenau, 2004).
La tasa de exhumación cenozoica regional en la Cordillera principal, muestra un aumento marcado
desde 0,1 mm/año al norte de los 39°S, hasta más de 1 mm/año al sur de los 39°S (Glodny et al.,
2008). La baja tasa de exhumación al norte de los 39°S, se puede corroborar por la preservación de
la Formación Cura-Mallín al oeste de la Cordillera principal (Jordan et al., 2001).
El espesor de la placa Sudamericana bajo la Cordillera principal entre los 38°-42°S es de 35-40 km
(Bohm et al., 2002; Lüth et al., 2003).
1 Glaciares tipo Alpinos: Glaciares pequeños que se caracterizan por estar confinados a las montañas.
19
Figura 2.2 Mapa de las unidades morfotectónicas de los Andes del Sur. (a) DEM iluminado desde el este, con inclinación de 30°, (b) Unidades morfotectónicas y geología simplificada. Abreviaciones: GFZ = Gastre Fault Zone, NPB = North Patagonian Batholith. Figura extraída de (Rosenau, 2004).
20
2.2 Geología de la Zona Volcánica Sur Central (ZVSC)
Basado en los mapas geológicos disponibles (Niemeyer y Muñoz, 1983; Delpino y Deza, 1995;
Suárez y Emparan, 1997; SERNAGEOMIN, 2003) integrados por Melnick et al. (2006b) (figura 2.3),
la estratigrafía del flanco oeste de los Andes del Sur, entre los 37,5°-39°S, se puede subdividir en 7
secuencias principales: (1) Secuencias volcánicas, rocas intrusivas y metamórficas jurásicas del
basamento pre-andino (2) Secuencias marinas y volcánicas depositadas en cuencas de rift jurásicas
(3) Intrusivos mesozoicos y cenozoicos (4) Rocas volcánicas y sedimentarias continentales del
cretácico superior-paleógeno (5) Complejos volcánicos y rocas sedimentarias continentales del
oligoceno tardío - mioceno tardío (7) Estratovolcanes y centros eruptivos menores del pleistoceno
superior-holoceno.
2.2.1 Fallas principales de la Zona Volcánica Sur Central
El rasgo estructural predominante en el intra-arco de la Zona Volcánica Sur Central (ZVSC), es la
Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (ZFLO) (figura 2.3, 2.5), que llega aproximadamente hasta los 38°S.
Entre los 39,5° y 42°S la cinemática de falla (Lavenu y Cembrano, 1999; Rosenau, 2004) y edades 40Ar/39Ar de micas sintectónicas (Cembrano et al., 2002), sugieren un régimen de rumbo
transpresional y en menor medida transtensional para la ZFLO, desde el plioceno.
Los estudios estructurales recientes entre los 38°-42°S, muestran una cinemática de rumbo dextral
transpresional para la ZFLO (Diemer y Forsythe, 2000; Potent, 2003).
Estudios de neo-tectónica entre los 38° y 42°S, muestran que la ZFLO es una zona de falla de 80-
150 km de ancho, que incluye fallas de rumbo dextrales y sinestrales asociadas con estructuras de
‘cola de caballo’, ‘tail cracks’, cuencas de ‘pull apart’, graben y gariteas de tensión (Rosenau, 2004;
Rosenau et al., 2006). Entre los 39°-42°S la ZFLO se comporta de manera uniforme desde el
pleistoceno, como una zona de falla de estrés plano con una distribución bimodal de
acortamientos, debido a una cinemática de zona de falla SC2 (Rosenau, 2004; Rosenau et al., 2006)
(figura 2.4).
Específicamente la ZFLO se define como 2 sistemas de fallas que pueden ser trazados por decenas
de kilómetros: 1) Zonas de falla de rumbo dextrales, paralelas al arco volcánico con orientación N-
NE y 2) Zonas de falla de rumbo sinestrales, oblicuas al arco volcánico con orientación W-NW. Las
zonas de falla paralelas al arco generalmente están asociadas a centros volcánicos del plioceno al
holoceno, ubicados en cuencas de ‘pull apart’ y grietas de tensión (Rosenau, 2004; Rosenau et al.,
2006).
2 Zona de falla S-C (del francés: Schistosité-Cisaillement): Corresponden a planos de foliación (S) y de
cizallamiento (C).
21
Figura 2.3 Mapa geológico simplificado del flanco oeste de Zona Volcánica Sur Central, entre los 37,5-39°S. Centros volcánicos: CA—Callaqui, CO—Copahue, AC—Agrio Caldera, CM—Cordillera de Mandolegüe, LO—Lonquimay, LL—Llaima, SO—Sollipulli. Fallas: LOFZ—Liquiñe-Ofqui fault zone, CAF—Copahue-Antiñir Fault, LLFS—Lago de la Laja Fault System, RPF—Reigolil-Pirihueico Fault. En el recuadro rojo se muestra la ubicación del mapa geológico del área de trabajo considerada en esta memoria. Figura modificada de (Melnick et al., 2006b).
22
Figura 2.4 Modelo conceptual de la ZFLO con cinemática de zona de falla SC. Figura extraída de (Rosenau, 2004).
El límite norte de la ZFLO (figura 2.5) es la Zona de Falla Biobío-Aluminé (ZFBA) (Brasse et al.,
2009). Inmediatamente al norte de la ZFLO, entre los 37°-38°S, la deformación en la zona de intra-
arco grada a un sistema transtensional activo (Potent 2003; Melnick et al., 2006b). Al noreste de la
ZFLO (en el tras-arco) se encuentra la Zona de Falla transpresiva dextral Copahue-Antiñir (SFCA),
que se conecta a la ZFLO mediante el lineamiento compuesto por los volcanes Callaqui-Copahue-
Mandolagüe (LCCM) (Melnick et al., 2006a).
La Zona de Falla Biobío-Aluminé (ZFBA) (figura 2.5) es el límite occidental del bloque solevantado
Copahue-Pino Hachado (Muñoz y Stern, 1988). Esta zona de falla se ubica en el valle del río Biobío
y presenta curvas en los sectores donde hay fallas normales, por lo que el valle del río Biobío se
interpreta como una cuenca de curvatura de falla relacionada a movimientos transcurrentes
sinestrales cuaternarios, lo anterior se verifica por las mediciones de planos de falla estriados
realizados por Rosenau (2004). La ZFBA se fusiona con la ZFLO al sur del volcán Copahue (Muñoz y
Stern, 1988; Brasse et al., 2009).
De acuerdo a la distribución espacial y al tipo de falla, se puede identificar a las ZFLO y ZFBA
(figura 2.5) con las fallas de rumbo dextrales y sinestrales respectivamente, de la cinemática de
zona de falla SC (figura 2.4). Lo anterior también coincide con la ubicación de los centros
volcánicos en la ZVSC, porque la ZFLO es paralela al arco volcánico holoceno.
La Zona de Falla Mocha-Villarica (ZFMV) (figura 2.5) es una falla reactivada en la corteza superior
(Rehak et al., 2008).
23
Figura 2.5 Mapa de las fallas y lineamientos principales del norte de la Zona Volcánica Sur Central (ZVSC). Abreviaciones: SFCA= Sistema de Falla Antiñir Copahue, LCCM=Lineamiento Callaqui-Copahue- Mandolagüe, ZFBA= Zona de Falla Biobío Aluminé, ZFLO= Zona de Falla Liquiñe-Ofqui, ZFL=Zona de Falla Lanalhue, ZFMV=Zona de Falla Mocha-Villarica. Proyección UTM 19 S. Elipsoide WGS 84. En el recuadro rojo se muestra la ubicación del mapa de las estructuras del área de trabajo considerada en esta memoria. Estructuras trazadas de acuerdo a (Melnick et al., 2006a; Melnick et al., 2006b; Brasse et al., 2009).
2.2.2 Evolución tectónica de la Zona Volcánica Sur Central
El flanco oeste de los Andes del Sur entre los 37° y 39°S, muestra una evolución episódica durante
el neógeno que puede ser resumida en 4 fases tectónicas principales (Melnick et al. (2006b):
1. Oligoceno tardío-mioceno medio: Extensión y desarrollo de una zona amplia con actividad
volcánica y segmentación del intra-arco volcánico, generando cuencas.
2. Mioceno tardío: Disminución en la inclinación del slab, provocando un gap volcánico,
compresión y deformación, que resulta en un acortamiento, alzamiento y exhumación.
3. Plioceno-pleistoceno temprano: Aumento en la inclinación del slab, restablecimiento del
volcanismo, extensión de las estructuras orogénicas y transtensión en el límite norte de la
ZFLO.
4. Pleistoceno tardío-holoceno: Angostamiento en el arco volcánico y deformación
extensional y transtensional en la zona de intra-arco.
24
2.3 Geología del área de estudio
Basado en los mapas geológicos y estudios estructurales disponibles (Suárez y Emparan, 1997;
SERNAGEOMIN, 2003; Bertín, 2010) integrados en esta memoria (figura 2.6), la estratigrafía del
área de estudio, entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín se puede subdividir en 6
secuencias principales: (1) Grupo Plutónico Galletué (Jks); (2) Complejo Vizcacha-Cumilao (Ktvc);
(3) Grupo Plutónico Melipeuco (Tm); (4) Formación Cura-Mallín Tc(g) y Tc(rp); (5) Formación
Malleco (Pplim); (6) Conjunto de volcanes de la Cordillera principal (Hvcp).
25
Figura 2.6 Mapa geológico del área entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín. Proyección UTM 19 S. Elipsoide WGS 84. Mapa modificado de (Suárez y Emparan, 1997). Las estructuras fueron definidas por Bertín (2010).
26
2.3.1 Rocas sedimentarias
Complejo Viscacha-Cumilao. Cretácico-Paleógeno? (Ktvc)
El Complejo Viscacha-Cumiliao definido por Suárez y Emparan (1997) corresponde a una unidad
informal, de una potencia máxima de 350 m. Esta unidad está compuesta por secuencias
principalmente volcánicas de lavas andesíticas macizas y subordinadamente basálticas (que en
ocasiones podrían corresponder a cuerpos intrusivos), además de rocas piroclásticas
generalmente alteradas y fracturadas, de una potencia mínima de 300 m, con intercalaciones
sedimentarias clásticas de hasta 3 m de espesor (en el área de estudio).
El Complejo Viscacha-Cumilao infrayace discordantemente a las formaciones Cura-Mallín y
Malleco, por lo que su edad mínima es pre-miocena (figura 2.7). Su base no ha sido observada.
Adicionalmente en algunos sectores las rocas de esta unidad están intruidas por granitoides del
Grupo Plutónico Melipeuco de edad miocena media-superior y rocas asignadas al Stock Lolco3 del
cretácico-terciario (figura 2.6). Estas observaciones unidas a la intensa alteración, fallamiento y
plegamiento local indican que el Complejo Viscacha-Cumilao es de edad pre-miocena. Se debe
considerar la probabilidad de que este complejo incluya rocas de variadas edades.
Implicancias en sistemas geotermales
Debido a la falta de continuidad de los afloramientos del Complejo Vizcacha-Cumilao, es difícil
determinar cuál es su influencia sobre el sistema geotermal del área de estudio.
Formación Cura-Mallín. Mioceno Inferior-Medio Tc (rp), Tc (g)
La Formación Cura-Mallín aparece expuesta en la parte centro este de la Cordillera principal,
formando una franja de orientación norte-sur, entre los 37° y 39°S (figura 2.3). Fue definida por
González y Vergara (1962) en su localidad tipo (entre los 37-38°S), posteriormente fue redefinida
entre los 37-38°S por Niemeyer y Muñoz (1983) y entre los 38 y 39°S por Suárez y Emparan (1995,
1997). En este trabajo ocuparemos la definición y relaciones estratigráficas para los 38 y 39°S,
porque entre estas latitudes se encuentra el sistema geotermal estudiado.
Entre los 38°-39°S la Formación Cura-Mallín se divide en 2 miembros continentales: (1) Miembro
Guapitrío, principalmente volcánico y (2) Miembro Río Pedregoso, principalmente sedimentario
que subyace y engrana con el primero (Suárez y Emparan, 1997).
El miembro Guapitrío está compuesto por una asociación volcánica de carácter intermedio a ácido
principalmente piroclástica (estratos de potencia variable entre 1-20 m), con intercalaciones de
lavas que forman unidades de hasta 200 m de potencia y estratos sedimentarios continentales de
hasta 80 m de espesor mínimo. Diques y cuerpos hipabisales relacionados han sido incluidos en
esta unidad. El miembro Guapitrío indica la existencia de una franja volcánica de orientación norte
3 Stock Lolco: Unidad compuesta intrusivos monzograníticos del paloeceno. Afloran al noreste del volcán
Lonquimay (Suárez y Emparan, 1997).
27
sur, que separa depósitos continentales del Miembro Río Pedregoso al este, de los depósitos
marinos de ante-arco acumulados en la cuenca de Temuco (Suárez y Emparan, 1997).
El miembro Río Pedregoso está constituido por 3 asociaciones de facies: lacustre; deltaica y fluvial,
la presencia de ceniza volcánica es común, ya sea en estratos de tobas o incorporada en lutitas,
areniscas y calizas (Suárez y Emparan, 1997).
Dataciones de fósiles vertebrados de la Formación Cura-Mallín, indican una edad máxima miocena
inferior (Suárez et al., 1990; Wall et al., 1991). En muestras de tobas y lavas de esta formación, se
obtuvieron edades K-Ar entre 19±1,4 y 10,7±1,1 Ma (Mioceno inferior alto-Mioceno superior
bajo), estas edades se consideran cercanas a la erupción y cristalización de rocas, por la ausencia
de alteración en las muestras datadas (Suárez y Emparan, 1988, 1995).
La Formación Cura-Mallín sobreyace mediante discordancia de erosión a intrusivos del stock Lolco,
la Formación Nacientes del Biobío4 y el Complejo Vizcacha-Cumilao y subyace mediante
discordancia angular a la Formación Mitrauquén5, Formación Malleco y a las unidades de la
Asociación volcánica de la Precordillera oriental6 (figura 2.7). El espesor total de la secuencia es
superior a los 3.500 m (Suárez y Emparan, 1997; Melnick et al., 2006b).
La Formación Cura-Mallín se depositó en una de las cuencas de terciarias de intra-arco ubicadas
entre los 34° y 42°S, formadas durante un régimen tectónico extensional entre el oligoceno tardío
y mioceno medio (Niemeyer y Muñoz, 1983; Muñoz y Niemeyer, 1984; Suárez y Emparan, 1995,
1997; Muñoz et al., 2000; Jordan et al., 2001; Radic et al., 2002) y fue invertida en el mioceno
tardío (Melnick et al., 2006b).
Implicancias en sistemas geotermales
Algunas de las termas incluidas en esta memoria, surgen de rocas que sobreyacen el borde
occidental del miembro Guapitrío (figura 2.6), por lo que es posible que parte los fluidos termales
interactúen con rocas del miembro Guapitrío. De la exploración en sub-superficie, mediante
métodos de resistividad eléctrica (MT y TEM) disponible en el dominio público (ver capítulo 4),
sabemos que en las cercanías del valle del río Cautín no hay reservorios geotermales contenidos
en la Formación Cura-Mallín.
4 Formación Nacientes del Biobío: Secuencia sedimentaria marina, volcánica marina y continental de edad
jurásica inferior a media. Aflora en el sector oriental de la Hoja Curacautín (Suárez y Emparan, 1997). 5 Formación Mitauquén: Unidad compuesta por conglomerados y lavas de edad miocena superior. Aflora al
sureste de la Hoja Curacautín (Suárez y Emparan, 1997). 6 Asociación volcánica de la Precordillera oriental: Unidad que comprende diversas estructuras volcánicas y
productos asociados (principalmente basaltos y andesitas) de edad pliocena-pleistocena superior. Aflora al este de la Hoja Curacautín (Suárez y Emparan, 1997).
28
Formación Malleco. Plioceno-Pleistoceno Inferior (Pplim)
La Formación Malleco definida por Suárez y Emparan (1997), corresponde a una secuencia
volcánica continental de edad pliocena-pleistocena inferior, que aflora principalmente en el lado
occidental de la Cordillera principal, entre los 38° y 39°S (figura 2.3). Está formación está
constituida por un conjunto volcánico compuesto de diferentes asociaciones de facies volcánicas
con intercalaciones sedimentarias. Se reconoce un cambio lateral de facies volcánicas en esta
formación, predominando las lavas y probables centros de emisión en el sector oriental de la
franja de afloramientos y rocas volcanoclásticas en el sector occidental de la formación.
La Formación Malleco comprende principalmente rocas volcánicas, con intercalaciones
sedimentarias ocasionales. Ha sido subdivida en 4 unidades informales, 3 de ellas en sucesión
estratigráfica y denominadas unidad inferior (potencia variable entre 80-500 m), media (potencia
variable entre 110-400 m) y superior (potencia variable entre 100-500 m), además de una cuarta
unidad correspondiente a lavas de valle tardías apoyadas sobre las unidades media y superior.
Las rocas de la Formación Malleco son calco-alcalinas. Químicamente las lavas del techo de la
unidad inferior son andesitas y dacitas. Las lavas de la unidad media son andesitas basálticas y en
menor medida andesitas. Las rocas de la unidad superior y centros volcánicos aislados
corresponden a andesitas basálticas, basaltos y subordinadamente andesitas. La unidad de lavas
de valles tardías presentan una diversidad que va desde andesitas basálticas a dacitas.
La Formación Malleco sobreyace con discordancia angular a los Estratos de Huichahue7 y a la
Formación Cura-Mallín, ambas de edad miocena inferior a media y con discordancia de erosión al
Grupo Plutonico Melipeuco de edad miocena, lo que indica una edad máxima miocena superior
para esta formación (figura 2.7). Por otro lado infrayace a las lavas del pleistoceno superior-
holoceno del Conjunto de volcanes de la Cordillera principal y a sedimentos de probable origen
glaciar de edad pleistocena superior, por lo que a la Formación Malleco se le adjudica una edad
mínima pleistocena superior. Dataciones K-Ar en rocas asignadas a esta formación entregan
edades entre los 4,4 ±0,5 y 0,8±0,3 Ma. En base a lo anterior, la edad de la Formación Malleco es
Plioceno-Pleistoceno inferior.
La Formación Malleco se depositó en un ambiente subaéreo, a partir de centros volcánicos
ubicados a lo largo de la parte oriental de la franja de afloramientos de esta unidad. Esto se basa
en el mayor desarrollo de las lavas en la parte este de esta formación y el reconocimiento de
probables centros de emisión en la parte oriental.
Implicancias en sistemas geotermales
Las termas incluidas en esta memoria, surgen del sector oriental de la franja de afloramientos de
la Formación Malleco (figura 2.6), por lo que los fluidos del sistema geotermal interactúan con
rocas volcánicas (basaltos y andesitas basálticas) de la Formación Malleco. De la exploración en
7 Estratos de Huichahue: Unidad compuesta por areniscas y lutitas fosilíferas marinas de edad miocena.
Aflora al oeste de la Cordillera principal, al sur de la Hoja Curacautín (Suárez y Emparan, 1997).
29
sub-superficie, mediante métodos de resistividad eléctrica (MT y TEM) disponible en el dominio
público (ver capítulo 4), sabemos que en las cercanías del valle del río Cautín parte de los
reservorios del sistema geotermal están contenidos en la Formación Malleco.
Figura 2.7 Secuencia estratigráfica generalizada entre los 38-39°S. Secuencia compilada por Niemeyer and Muñoz (1983), Jordan et al., (2001), Linares et al. (1999) y Suárez and Emparan (1995, 1997). Figura modificada de (Melnick et al., 2006b).
30
2.3.2 Rocas intrusivas
Los granitoides que afloran entre los 37°-39°S de edad mesozoica-miocena, representan los
afloramientos nortinos del Batolito Nor Patagónico (BNP) (figura 2.3) (e. g. Hervé, 1994; Pankhurst
et al., 1999). La distribución de edades en el BNP muestra una zonación longitudinal que se hace
más joven hacia el centro del BNP (Pankhurst et al., 1999; Glodny, 2008).
El BNP muestra una exhumación mayor hacia el sur (Rosenau, 2004; Rosenau et al., 2006).
Estudios de geotermbarometría y termocronología indican que la exhumación del BNP ocurrida
después del mioceno aumenta más de 25 km hacia el sur (Hervé et al., 1996; Parada et al., 2000).
La barometría en base a Al en hornblenda, indica un gradiente en la exhumación del BNP
relacionado a la exhumación de la Cordillera principal comprendida entre el plioceno y el
holoceno, esta diferencia en la tasa de exhumación provoca que al sur de los 40°S el BNP exhiba
niveles inferiores, con respecto al norte de los 39°S (Seifert et al. 2005).
Los Intrusivos del BNP que afloran en el área de estudio son: el son el Grupo Plutonico Galletué y
el Grupo Plutónico Melipeuco. Estos granitoides están mayoritariamente cubiertos por rocas
volcánicas y volcano-sedimentarias (figura 2.6).
Implicancias en sistemas geotermales
Debido a que el BNP es parte importante del basamento de los volcanes del área de estudio, es
probable que constituya el límite inferior de los posibles acuíferos contenidos en rocas del
plioceno-holoceno depositadas sobre el BNP.
En los sectores en los que el BNP aflora, se transforma en una barrera impermeable para el flujo
lateral de los fluidos del sistema geotermal.
Grupo Plutónico Galletué. Jurásico superior-Cretacico superior (Jks)
El Grupo Plutónico Galletué está constituido por afloramientos extensos y continuos al nor-
noroeste, oeste y sur de la laguna de Galletué (figura 2.3). Las rocas de este grupo corresponden a
monzogranitos, dioritas cuarcíferas, tonalitas y granodioritas localmente cataclásticas (Suárez y
Emparan, 1997).
Este grupo intruye a la Formación Nacientes del Biobío y subyace a rocas de la Asociación
volcánica de la Precordillera oriental. Mediante edades radiométricas se ha estimado una edad
jurásica superior – cretácica superior (e. g. Suárez et al., 1986).
Los intrusivos del grupo plutónico Galletué entre los 37-38°S, se exponen como un cuerpo aislado
en el flanco occidental de la Cordillera principal, mientras que al sur de los 38,4°S se exponen de
manera continua. En el área de estudio afloran al sureste del volcán Sierra Nevada (figura 2.6).
31
Grupo Plutónico Melipeuco. Mioceno Medio - Superior (Tm)
El Grupo Plutónico Melipeuco corresponde a granodioritas, tonalitas, monzogranitos, monzonitas
cuarcíferas, monzodioritas cuarcíferas, dioritas cuarcíferas y milonitas (Suárez y Emparan, 1997).
Sus afloramientos están ampliamente distribuidos en la Cordillera principal (figura 2.3).
El Grupo Plutónico Melipeuco subyace con discordancia de erosión a la Formación Cura-Mallín,
aunque cuerpos de este grupo plutónico estrían instruyendo rocas de la Formación Cura-Mallín
(basado en la presencia de rocas corneas de la Formación Cura-Mallín en las cercanías del Grupo
Plutónico Melipeuco) (Suárez y Emparan, 1997). Lo anterior indica que las rocas del Grupo
Plutónico Melipeuco estarían intruyendo y subyaciendo a la secuencia inferior y superior de la
Formación Cura-Mallín respectivemente. Además el Grupo Plutónico Melipeuco subyace con
discordancia erosiva a la Formación Malleco e intruye al Complejo Vizcacha-Cumilao (Suárez y
Emparan, 1997).
El Grupo Plutónico Melipeuco tiene edades en el rango de los 15,5±1,2 hasta los 7,2±1,9 Ma, con
una edad promedio de 10,8±1,9 Ma (Suárez y Emparan, 1997) y profundidades de intrusión <3 km
(Seifert et al., 2005). Al sur de los 38,2°S las rocas de este grupo forman el basamento de los
estratovolcanes cuaternarios (Suarez y Emparan, 1997).
Implicancias en sistemas geotermales
La amplia distribución de los afloramientos del Grupo Plutónico Melipeuco, entre el volcán Sierra
Nevada y el valle del río Cautín (figura 2.6), hace suponer que los fluidos del sistema geotermal
estudiado en esta memoria interactúan con las rocas de este grupo plutónico. Como las rocas
donde se encuentran los acuíferos del sistema geotermal se depositaron sobre el Grupo Plutónico
Melipeuco, es probable que esta unidad sea el límite inferior de los acuíferos.
En los sectores en los que el Grupo Plutónico Melipeuco aflora, se transforma en una barrera
impermeable para el flujo lateral de los fluidos del sistema geotermal.
2.3.3 Volcanes de la Cordillera principal en la Zona Volcánica Sur Central (ZVSC)
El volcanismo cuaternario en la Zona Volcánica Sur Central (ZVSC) coincide con la ubicación de la
Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (ZFLO), lo que indica que la ZFLO controla el volcanismo y por lo tanto
controla la ubicación de la mayoría de los estratovolcanes de la ZVSC (Hervé, 1994; López-Escobar
et al., 1995; Cembrano et al., 1996; Rosenau, 2004; Stern, 2004; Cembrano et al., 2007; Cembrano
y Lara, 2009). La estructura sub-vertical de la ZFLO puede conectar la zona de MASH o la cuña
astenosférica con la superficie, generando magma por descompresión (Cembrano y Lara, 2009).
El Conjunto de volcanes de la Cordillera principal (figura 2.6, 2.7), incluye productos de edad
pleistocena superior-holocena (Suárez y Emparan, 1997).
Al sur de los 38°S los volcanes recientes están construidos directamente sobre las rocas plutónicas
mesozoicas-cenozoicas del Batolito Nor Patagonico (BNP) (e. g. Charrier et al., 2002; Farias, 2007).
32
López-Escobar et al. (1995) notó que la mayoría de los estratovolcanes cuaternarios y centros
eruptivos menores, al sur de los 38°S están asociados a zonas de falla de orientación N50-70°E y
N50-60°W, con lo anterior y siguiendo el modelo propuesto por Nakamura (1977), interpretó que
la alineación N50-70°E indica la dirección de máximo estrés horizontal en el arco volcánico y que
los lineamientos N50-60°W indican la orientación de estructuras preexistentes en la corteza.
En la Zona Volcánica Sur (ZVS), el tipo de roca dominante son los basaltos ricos en Al y andesitas
basálticas, eruptadas por estratovolcanes y centros eruptivos menores (López escobar et al., 1977;
Hikely-Vargas et al., 1984, 1986, 1989; Gerlach et al., 1988; Futa y Stern, 1988; López Escobar et
al., 1993, 1995). Las andesitas, dacitas y riolitas son escasas y están restringidas a centros
eruptivos particulares (e. g. Lara et al., 2006a). Los basaltos alcalinos y toleiticos están restringidos
a centros monogenéticos a lo largo de la ZFLO (Cembrano y Lara, 2009). Los volcanes con
productos intermedios a silícicos corresponden a centros de emisión más maduros, cuyas
unidades basales son más básicas y han evolucionado hasta generar cámaras magmáticas
diferencias por la cristalización (Cembrano y Moreno, 1994).
Los estratovolcanes andesítco-basálticos y los conos adventicios de orientación NE reflejarían las
posiciones de extensión y por lo tanto rápido ascenso de magmas, poca contaminación y sello
primitivo (Cembrano y Moreno, 1994). Los estratovolcanes de orientación NW tienen un sello más
cortical, debido a que son alimentados por magmas que tienen un mayor tiempo de residencia en
la corteza (Cembrano y Moreno, 1994). Los centros eruptivos menores y de orientación NE son
generados en eventos instantáneos únicos, por efecto de la descompresión, por lo que tienen un
sello petrológico primitivo (Cembrano y Moreno, 1994).
Los isótopos indican que los basaltos de la ZFLO tienen pequeños tiempos de residencia (Tormey
et al., 1991), pero datos recientes muestran que incluso los magmas más evolucionados también
tendrían breves tiempo de residencia, por lo que las edades de desequilibrio U-Th son
indistinguibles (Jicha et al., 2007).
Después de la última glaciación (evento Llanquihue, hace 20.000 años Mercer, 1976; Heusser,
1990) la actividad volcánica de los estratovolcanes y centros eruptivos menores ha sido continua
(López-Escobar et al., 1995), por lo que la fuente de calor principal de los sistemas geotermales de
la ZVSC continua latente.
Complejo Volcánico Lonquimay (CVL)
El volcán Lonquimay o Complejo Volcánico Lonquimay (CVL) se sitúa en el arco magmático activo
de los Andes, entre los 38° y 38,5° S, dentro de la Zona Volcánica Sur Central (ZVSC) (figura 2.3,
2.6). El CVL muestra un notorio control estructural asociado a la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui
(ZFLO), al igual que el resto de los volcanes activos de la ZVSC (Vergara, 2010).
El CVL está constituido por diferentes centros eruptivos: (1) El estratovolcán poligenético
Lonquimay; (2) Una serie de cráteres monogénicos asociados a una fisura de orientación NE-SW,
33
llamados Cordón Fisural Oriental (CFO) y (3) Cuatro conos monogénicos periféricos alineados de
forma paralela al CFO (Vergara, 2010).
El CVL se formó principalmente durante el período post-glacial (evento Llanquihue, hace 20.000
años Heusser, 1990; Mercer, 1976) y aún se encuentra en proceso de edificación (Naranjo et. al.,
1991).
El edificio principal es un pequeño estratovolcán con forma de cono truncado, de perfil muy
regular y laderas de pendiente pronunciada (30-40°). El CFO tiene 8 km de longitud y consta de
una docena de cráteres, pequeñas fisuras de menos de 1 km de largo, conos piroclásticos y domos,
todos edificados sobre una secuencia estratificada de lavas sub-horizontales, brechas y
aglomerados afectada por erosión post-glacial (Suárez y Emparan, 1997).
Los productos emitidos por el CVL presentan valores elevados de FeOt y Na2O y bajos de K2O y
MgO, con respecto al resto de la Zona Volcánica Sur (ZVS). La geoquímica de rocas indica que los
magmas extruídos en el CVL corresponderían a una misma serie comagmática y que las diferencias
geoquímicas estarían asociadas a diferentes grados de evolución. Análisis químicos
semicuantitativos en los minerales mediante un equipo SEM-EDS, además de un estudio sobre la
Distribución de Tamaños de Cristales (DTC), muestran que el principal proceso de diferenciación
magmática es la cristalización fraccionada y en menor medida la mezcla (Vergara, 2010).
Las erupciones históricas del CVL fueron en: 1853 (probablemente estromboliana); 1887 (iniciada
el 2 de Junio, probablemente estromoliana a vulcaniana); 1889-1890 (entre el 2 de Diciembre y
enero de 1980; estromboliana o vulcaniana); 1933 (4 de enero; estromboliana); 1940 (febrero,
actividad fumarólica y/o eventualmente una erupción de piroclástos); 1988-1990 (entre el 25 de
diciembre de 1988 y enero de 1990; estromboliana y vulcaniana con alto contenido de flúor)
(Suárez y Emparan, 1997).
Implicancias en sistemas geotermales
El Complejo Volcánico Lonquimay (CVL) es un complejo volcánico joven que aún se encuentra en
proceso de construcción y por lo tanto no es capaz de producir un gradiente termal suficiente para
calentar acuíferos hasta el nivel de producir uno o más sistema(s) geotermal(es). De todas
maneras no se puede descartar que el CVL aporte calor y masa al sistema geotermal asociado al
volcán Sierra Nevada, específicamente en las termas cercanas al valle del río Cautín.
Volcán Sierra Nevada
El volcán Sierra Nevada (38°55'S y 71°36'W) es un volcán dormido, que se eleva hasta 2554
m.s.n.m. y se encuentra a 31 km al sureste de la ciudad de Curacautín. Corresponde a un antiguo
estratovolcán coronado por una caldera erosionada de 3 km de diámetro abierta hacia el oeste.
Los flancos y la cima del volcán han sido intensamente afectados por al menos 2 glaciaciones
pleistocenas, las cuales dieron origen a circos, filos y valles en forma de U (Suárez y Emparan,
1997). Actualmente el flanco oriental se encuentra cubierto por un glacial en retroceso de 8Km2 de
34
superficie (Thiele et. al. 1987). No se conoce la edad de su última erupción, pero se sabe que es
anterior a la última glaciación (evento Llanquihue, hace 20.000 años Mercer, 1976; Heusser, 1990).
La base ancha de este volcán alcanza cerca de 30 km de diámetro y cubre con discordancia a las
rocas estratificadas de las formaciones Cura-Mallín y Malleco e intrusivos del Batolito Nor
Patagónico (NPB) (figura 2.6). El relieve cubierto por los depósitos del volcán Sierra Nevada es
abrupto, lo que revela la ocurrencia de glaciaciones anteriores (Suárez y Emparan, 1997).
La geoquímica de elementos mayores y el análisis de secciones transparentes del volcán Sierra
Nevada, se obtuvieron gracias a las muestras facilitadas por Daniel Sellés del Programa de Riesgo
Volcánico (PRB) del Servicio Nacional de Geología y Minería (SERNAGEOMIN). Estas muestras
fueron tomadas en la parte superior de la ladera sur del volcán Sierra Nevada, justo sobre el límite
de la cubierta de vegetación. Las muestras facilitadas por Daniel Sellés, corresponden a rocas
ubicadas sobre las rocas que contienen al sistema geotermal, por lo que no pueden utilizarse para
interpretar la composición de los fluidos termales considerados en esta memoria.
La geoquímica de elementos mayores, de los productos del volcán Sierra Nevada, indica que los
productos del volcán tienen un rango composicional que varía entre andesitas basálticas y
andesitas, en cuanto a la concentración de sílice (53,5-61%). De acuerdo al diagrama TAS (álcalis
totales v/s sílice, LeBas, 1986), las muestras son principalmente andesitas basálticas y en menor
medida andesitas. Lo anterior indica que existe una leve evolución de andesitas basálticas a
andesitas en los productos del volcán Sierra Nevada y que existe una carencia absoluta de
productos félsicos más evolucionados (figura 2.8).
Figura 2.8 Diagrama TAS (LeBas et al., 1986) para los productos del volcán Sierra Nevada. En Morado se indica la nube de puntos de las muestras analizadas. El color no indica la densidad de muestras. Las muestras fueron facilitadas por Daniel Sellés, del programa de riesgo volcánico del SERNAGEOMIN.
35
De acuerdo al Diagrama AFM (Irving y Baragar, 1971), las lavas del volcán Sierra Nevada se
encuentran en el límite entre las series calcoalcalinas y toleiticas, en límite de la Zona Volcánica
Sur (ZVS) (figura 2.9).
Figura 2.9 Diagrama AFM (Irving y Baragar, 1971) para los productos del volcán Sierra Nevada. En Morado se indica la nube de puntos de las muestras analizadas para el Volcán Sierra Nevada y en gris se muestra la tendencia de la ZVS, de acuerdo a los trabajos compilados por Vergara (2010). El color no indica la densidad de muestras. Las muestras fueron facilitadas por Daniel Sellés, del programa de riesgo volcánico del SERNAGEOMIN.
El análisis petrográfico de las muestras del volcán Sierra Nevada, indica que los productos del
volcán son lavas, con escasas diferencias en cuanto a los rangos composicionales (de acuerdo a los
porcentajes de las fases observadas en el microscopio petrográfico) y corresponden
principalmente a andesitas basálticas y en menor medida andesitas. En las lavas del volcán
predomina la textura porfídica, con fenocristales de plagioclasa y olivino. La masa fundamental de
las lavas es microcristalina y está compuesta por microlitos de plagioclasa, los intersticios dejados
por los microlitos de plagioclasa, son rellenados por microlitos de olivino, piroxenos y minerales
opacos.
Otras texturas habituales de estas lavas son: sieve y zonada en los fenocristales de plagioclasa;
esqueletal en los fenocristales de olivino y glomeroporfídica compuesta por fenocritales de olivinio
y plagioclasa. En general las muestras se observan frescas sin amígdalas y prácticamente sin
vesículas. En la figura 2.10 se observan 2 ejemplos de lavas del volcán Sierra Nevada.
36
Figura 2.10 Fotomicrografías de muestras representativas de las lavas del volcán Sierra Nevada. Las fotomicrografías muestran 2 ejemplos representativos de las rocas del volcán Sierra Nevada, recolectadas por Daniel Sellés el verano de 2010.
Implicancias en sistemas geotermales
El Volcán Sierra Nevada es la principal fuente de calor del sistema geotermal estudiado en está
memoria. Lo anterior se puede deducir de la distribución espacial de las termas con respecto al
volcán (figura 2.6) y a la geoquímica de aguas, porque la composición de las aguas termales que
están más cerca del volcán indican cercanía a la fuente de calor volcánica (como veremos en el
capítulo de geoquímica de aguas termales).
El gran tamaño del volcán Sierra Nevada y su antigüedad relativa con respecto a los volcanes
adyacentes (e. g. Lonquimay, que aún se encuentra en la fase de construcción), aseguran una
fuente de calor estable en profundidad. Lo anterior se hace más evidente al comprar el volumen
de material emitido por el volcán Sierra Nevada, con respecto a los volcanes adyacentes. Si
consideramos los productos volcánicos que no fueron erosionados, el volumen de material
mínimo emitido por el volcán Sierra Nevada es de 120 km3 aproximadamente, lo que es superior a
los volúmenes aproximados de material emitidos por los volcanes Lonquimay y Llaima, que
corresponde a 58 y 85 km3 respectivamente.
Los volúmenes de material emitidos fueron calculados mediante aproximaciones de primer orden
y una imagen DEM8.
8 Disponibles en http://www.gdem.aster.ersdac.or.jp/
37
2.3.4 Estructuras
El análisis e interpretación de las estructuras de la zona de intra-arco, entre el norte del Complejo
Volcánico Lonquimay (CVL) y el sur del volcán Sierra Nevada, fue tomado de la Memoria para
optar la Titulo de Geólogo de Daniel Bertín (Bertín, 2010). Esto se debe a que el sistema geotermal
ubicado, entre los volcanes Lonquimay y en valle del río Cautín, está ubicado en la zona de estudio
abordada por la memoria de Daniel Bertín.
Entre el norte del CVL y el sur del volcán Sierra Nevada se hicieron e interpretaron 3 perfiles
gravimétricos (figura 2.11), que indican un gran relleno volcano-sedimentario de origen
probablemente tectónico, esto se fundamenta en que la modelación realizada indica la posible
presencia de un sistema de horsts y grabens, siendo bastante notorios en la mitad del perfil del
central y en el oriente del perfil sur (figura 2.13). Todo lo anterior sirve para delimitar una cuenca
de intra-arco entre el norte del CVL y el sur del volcán Sierra Nevada (figura 2.11). Esta cuenca
probablemente está activa desde el pleistoceno, porque desde esa época la ZFLO se comporta de
manera uniforme, como una zona de falla de estrés plano con una distribución bimodal de
acortamientos, debido a una cinemática de zona de falla SC (Rosenau, 2004; Rosenau et al., 2006).
Siendo consecuente con la geología de la zona, es bastante probable que las estructuras que
conforman la cuenca hubieran sido generadas dentro del Grupo Plutónico Melipeuco, por lo que
los rellenos volcano-sedimentarios diseñados para contrarrestar el exceso de gravedad de este
intrusivo son de una gran potencia, aunque el espesor de los mismos depende de la densidad del
relleno propuesto.
Considerando que el relleno volcano-sedimentario de la cuenca propuesta por Bertín (2010), está
cubierto por productos del Conjunto de volcanes de la Cordillera principal, de edad pleistocena
superior-holoceno y que la cuenca sería una estructura activa desde el pleistoceno, los sedimentos
volcánicos que rellenan la cuenca son de edad pleistocena media (Plms).
En consecuencia con el relleno propuesto por Bertín (2010), existe un aumento del espesor
volcano-sedimentario, desde el perfil central hacia el perfil sur, de 1.160 m a 2.240 m como
valores máximos de espesor.
38
Figura 2.11 Mapa de las estructuras entre el norte del Complejo Volcánico Lonquimay y el sur del volcán Sierra Nevada. Se indica la ubicación de los perfiles geológicos interpretados en base a perfiles gravimétricos. Proyección UTM 19 S. Elipsoide WGS 84. Figura modificada de Bertín (2010).
En el caso de que el espesor volcano-sedimentario identificado mediante gravimetría, hubiese sido
generado mediante eventos tectónicos, se han propuesto las siguientes opciones para el tipo de
cuenca (Bertín, 2010):
1. Cuencas de rumbo de tipo curvatura de falla o step-over: En dicho caso el volcanismo de
la zona debería ser bimodal (si el volcanismo está relacionado a la cuenca), lo que no se
observa en los volcanes que se encuentran sobre esta cuenca (Llaima y Lonquimay).
Además existiendo una estructura de ‘cola de caballo’ a escala cortical, muy cerca de la
zona en estudio, se hace difícil que se puedan generar cuencas de rumbo (Bertín, 2010).
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2. Cuencas de intra-arco de tipo fault-bounded: El ejemplo más parecido a la zona de
estudio corresponde a Taupo Volcanic Zone, en Nueva Zelanda, donde se produce una
cuenca posiblemente debida a una respuesta transtensional relacionada a subducción
oblicua (Cole y Lewis, 1981).
En caso de que la cuenca que produce un relleno volcano-sedimentario, entre el norte del CVL y el
sur del volcán Sierra Nevada fuese una cuenca por curvatura de falla (fault-bend), Bertín (2010)
propuso el siguiente modelo (figura 2.12).
Figura 2.12 Esquema en planta de la cuenca por curvatura de falla (fault-bend) identificada en el área de estudio. a) Vista en planta de la cuenca ubicada entre el norte del volcán Lonquimay y el sur del volcán Sierra Nevada. b) Modelo estructural propuesto. Proyección UTM 19 S. Elipsoide PSAD56. Figura extraída de (Bertín, 2010).
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Figura 2.13 Perfiles geológicos ubicados entre el norte del volcán Lonquimay y el sur del volcán Sierra Nevada. Los perfiles geológicos fueron interpretados en base a perfiles gravimétricos. La ubicación de los perfiles se muestra en la figura 2.11. Es importante notar que la escala de los perfiles no es la misma y que están orientados E-W. Figura modificada de (Bertín, 2010).
41
En cualquier caso, si en la ZFLO existiese una morfología de cuenca, está debería ser visible en los
mapas topográficos. La falta de evidencia en la topografía de esta cuenca puede explicarse por la
alta tasa de sedimentación, debida a la alta pluviometría y a un gran aporte de productos
volcánicos (provenientes principalmente del Volcán Llaima).
Alternativamente se puede postular un relleno del sistema debido a la acción combinada de
eventos tectónicos y no tectónicos, como lo podría ser la acción glacial sobre un relieve de origen
tectónico. En dicho caso se requiere una alta tasa de sedimentación en los valles, conformada
mediante productos volcánicos y sedimentos principalmente fluviales y glaciales. Esta hipótesis
resuelve el problema de la gran tasa de subsidencia, pero requiere que al momento de la erosión
glacial, los horst modelados mediante gravimetría, hayan sido lo suficientemente prominentes
para no haber sido completamente erosionados por los glaciares (figura 2.13). Esto último es
posible, porque al norte de los 40°S los episodios helados entre el plioceno y holoceno produjeron
una erosión glaciar intermitente, generando valles glaciares del tipo alpinos (largos y delgados),
que no habrían borrado completamente los rasgos de una zona de horst y grabens (Rosenau,
2004).
En el sector occidental del perfil central (Figura 2.13), es posible inferir mediante modelamiento
gravimétrico una zona de falla inversa de vergencia oeste, en la que las rocas de edad pliocena-
pleistocena inferior (Formación Malleco) se ubican sobre los depósitos de edad pleistocena
superior (Conjunto de volcanes de la Cordillera principal).
Implicancias en sistemas geotermales
La cuenca de intra-arco definida por Bertín (2010), contiene las manifestaciones termales del
sistema geotermal estudiado en esta memoria (figura 2.11), por lo que las estructuras asociadas a
la formación de esta cuenca favorecen el flujo de fluidos dentro del sistema geotermal.
La potencia volcano-sedimentaria que rellena la cuenca (Bertín, 2010), es adecuada para contener
acuíferos del sistema geotermal. La formación de acuíferos puede ser afectada por la presencia de
intrusivos del Batolito Nor Patagónico que también se ubican dentro de la cuenca que contiene las
termas del sistema geotermal abordado en este trabajo (figura 2.6).
42
Capítulo 3 Fuentes termales
Para hacer el análisis del sistema geotermal ubicado entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río
Cautín, se consideraron las termas ubicadas en el flanco noroccidental del volcán Sierra Nevada
(Aguas de la Vaca y Baños del Toro) y las termas ubicadas en el valle del río Cautín (termas de
Manzanar y Malalcahuello). No se consideraron otras termas ubicadas al oeste del volcán Sierra
Nevada, debido a que fue imposible ubicarlas. Las coordenadas de las fuentes termales están en la
proyección UTM 19 S, elipsoide WGS 84.
Baños del Toro
La fuente termal Baños del Toro se ubica en el flanco noroccidental del volcán Sierra Nevada
(5727164 N, 272122 E; 1.341 msnm) a sólo 2,7 km de la cima de dicho volcán. Para acceder a estas
termas existe un camino rural que va desde la carretera que une Curacautín con Lonquimay, hasta
la base noroccidental del volcán Sierra Nevada (Ruta-919), al final del camino es necesario caminar
cerca de 1.000 metros por un sendero que asciende hacia el volcán (ver ubicación y vías de
acceso).
Los Baños del Toro corresponden a una zona de fumarolas, con charcos humeantes de aguas
ácidas. Las manifestaciones termales se encuentran en la ladera sur de un valle que sube en
dirección al volcán Sierra Nevada (figura 3.1). La abrupta pendiente del terreno impide la
formación de manantiales de agua caliente de más de 1 metro de diámetro. El caudal de todas las
fumarolas y fuentes de aguas termales es difícil de determinar con precisión, debido a las
condiciones del terreno.
Con el fin de tener registro de esta fuente termal, se tomaron muestras de agua para analizar
aniones, cationes e isótopos y una muestra de gas en un manantial caliente burbujeante para
análisis químicos. Además se hicieron diversos análisis en terreno.
La temperatura promedio de al menos 4 manantiales de agua caliente es 88,5°C. Los análisis
realizados en terreno para un manantial considerado representativo de la fuente termal, indica un
pH de 2,1 y una cantidad de sólidos disueltos igual a 3.080 mg/l. De todas las fuentes termales
estudiadas en esta memoria, los Baños del Toro son la única terma con Fe disuelto en el agua (>5
mg/l) y NH3 en solución (12,5 mg/l). Las fumarolas y el agua de los manantiales calientes tienen un
fuerte olor a H2S.
Producto del bajo pH de las aguas de los Baños del Toro, se produce una alteración argilica
pervasiva en las rocas de las que salen los fluidos termales. La alteración hidrotermal también se
observa 300 metros antes, en el sendero que lleva hasta la fuente termal y en la ladera norte del
valle en el que se encuentran las termas (i. e. al frente de los Baños del Toro).
43
Figura 3.1 Fotografías de los Baños del Toro. Figuras a) y b) Corresponden a vistas hacia el este de los Baños del Toro; c) Vista de un manantial caliente representativo de las termas y d) Labor de muestreo de gas en un manantial caliente.
Aguas de la Vaca
La fuente termal Aguas de la Vaca se ubica en el flanco occidental del volcán Sierra Nevada
(5726641 N, 271116 E; 1070 msnm) a 3,6 km de la cima de dicho volcán. Para acceder a estas
termas existe un camino rural que va desde la carretera que une Curacautín con Lonquimay, hasta
la base noroccidental del volcán Sierra Nevada (Ruta-919), al final del camino es necesario caminar
cerca de 400 metros por un sendero hacia el sur manteniendo la cota (ver ubicación y vías de
acceso).
Las Aguas de la Vaca corresponden a una fuente termal natural donde hay instalaciones para
utilizar las aguas termales con fines turísticos. En la actualidad las Aguas de la Vaca no están
abiertas al público. Las aguas termales de las Aguas de la Vaca son cristalinas y emanan en forma
natural, aunque hay un pequeño estanque que sirve para acumular agua termal y mezclarla con el
44
agua de un estero que circula justo al lado del estanque (figura 3.2). La ubicación de las termas, en
la base de la ladera oeste del volcán Sierra Nevada, facilita el acceso.
Con el fin de tener registro de esta fuente termal, se tomaron muestras de agua para analizar
aniones, cationes e isótopos y una muestra de gas dentro del estanque para análisis químicos.
Además se hicieron diversos análisis en terreno.
La temperatura medida en el agua del estanque es 57,3 °C. Los análisis realizados en terreno para
las aguas termales, indican un pH de 7 y una cantidad de sólidos disueltos igual a 950 mg/l. La
concentración de SiO2 estimada en terreno es igual a 106 mg/l.
El agua que fluye dentro del estanque, se observa cristalina y tiene un leve olor a H2S. Dentro del
estanque se observa un sector desde el que surgen las burbujas de las que se tomó una muestra
de gas.
La abundante cubierta de vegetación y el suelo espeso, hacen imposible detectar algún tiempo de
alteración hidrotermal. Es imposible cuantificar el caudal en esta fuente termal, porque no se
tiene control del agua que entra al estanque, ni de la que sale de este.
Figura 3.2 Fotografías de las Aguas de la Vaca. Figuras: a) Estanque donde entran los fluidos termales y del que se sacaron las muestras de agua y gas y b) Vista del estanque de las Aguas de la Vaca.
Termas de Manzanar
Las termas de Manzanar se ubican en el valle del río Cautín (5739046 N, 263724 E; 745 msnm) a 17
km de la cima del volcán Sierra Nevada. Para acceder a las termas es necesario desviarse 400
metros, de la ruta que une Curacautín con Lonquimay (R-89), en las cercanías del pueblo
Manzanar. El acceso a las termas está debidamente señalado en la ruta (ver ubicación y vías de
acceso).
En las termas de Manzanar se extrae el agua termal mediante 2 pozos de 4 y 120 metros de
profundidad. En la actualidad las termas de Manzanar se encuentran abiertas al público y cuentan
45
con un hotel y piscinas. Las aguas que se extraen de los pozos se observan cristalinas y tienen un
leve olor a H2S (figura 3.3).
Con el fin de tener registro de esta fuente termal, se tomaron muestras de agua para analizar
aniones, cationes e isótopos en los 2 pozos que extraen agua termal. El pozo de 120 metros de
profundidad tiene un caudal natural de 3 litros/s, mientras que el pozo de 4 metros de
profundidad no tiene caudal natural, por lo que se extrae agua mediante bombas.
En el pozo de 120 metros de profundidad, la temperatura del agua en la boca del pozo es 52,3°C,
el pH igual a 9,7 y la cantidad de sólidos disueltos igual a 210 mg/l. En el pozo de 4 metros de
profundidad, la temperatura del agua en la boca del pozo es 48,3°C, el pH igual a 9,8 y la cantidad
de sólidos disueltos igual a 190 mg/l. Las mediciones en terreno indican que la cantidad de SiO2
disuelta en el agua del pozo de 4 metros de profundidad, es el doble con respecto al pozo de 120
metros de profundidad, lo que puede deberse a un proceso superficial, ya que el agua que se
extrae del pozo de 4 metros de profundidad se almacena en un en un pequeño estanque antes de
ser utilizada, mientras que el agua que se extrae del pozo de 120 metros de profundidad se ocupa
inmediatamente.
Debido a que existe una extensa cubierta de vegetación en la zona y a que el agua se extrae
mediante pozos, es imposible detectar algún tipo de alteración hidrotermal.
Figura 3.3 Fotografías de las termas de Manzanar. Figuras: a) Boca del pozo de 120 metros de profundidad y b) Estanque donde se almacenan las aguas que salen del pozo de 4 metros de profundidad.
Termas de Malalcahuello
Las termas de Malalcahuello se ubican en el valle del río Cautín (5736635 N, 274554 E; 970 msnm)
a 10 km de la cima del volcán Sierra Nevada. Para acceder a las termas es necesario desviarse
2.400 metros de la ruta que une Curacautín con Lonquimay (R-89), en las cercanías del pueblo
Malalcahuello. El acceso a las termas está debidamente señalado en la ruta (ver ubicación y vías
de acceso).
46
En las termas de Malalcahuello se extrae el agua termal mediante 2 pozos de 25 y 100 metros de
profundidad. En la actualidad las termas de Malalcahuello se encuentran abiertas al público y
cuentan con un hotel y piscinas. Las aguas que se extraen de los pozos se observan cristalinas y
tienen un leve olor a H2S (figura 3.4).
Con el fin de tener registro de esta fuente termal, se tomaron muestras de agua para analizar
aniones, cationes e isótopos en los 2 pozos que extraen agua termal. En ambos pozos se extrae
agua mediante bombas. Adicionalmente se tomaron muestras de agua para analizar aniones,
cationes e isótopos en una vertiente de agua subterránea no termal.
En el pozo de 25 metros de profundidad, la temperatura del agua en la boca del pozo es 44,2°C, el
pH igual a 9,4 y la cantidad de sólidos disueltos igual a 160 mg/l. En el pozo de 100 metros de
profundidad, la temperatura es 42,8°C, el pH igual a 9,5 y la cantidad de sólidos disueltos igual a
130 mg/l. Las mediciones en terreno indican que ambos pozos tienen una composición muy
similar.
Debido a que existe una extensa cubierta de vegetación en la zona y a que el agua termal se extrae
mediante pozos, es imposible detectar algún tipo de alteración hidrotermal.
Figura 3.4 Fotografías de las Termas de Malalcahuello. Figuras: a) Caseta del pozo de 25 metros de profundidad; b) Caseta del pozo de 100 metros de profundidad; c) Extensión del Pozo de 100 metros de profundidad y d) Fuente de agua subterránea no termal.
47
Capítulo 4 Exploración geofísica mediante resistividad eléctrica9
Varios métodos geofísicos son utilizados en la exploración geotérmica. Los métodos más usados y
efectivos para estimar la profundidad y extensión areal de los reservorios, son los métodos que
ocupan la resistividad eléctrica.
Los métodos Magneto Telúrico (MT) y Transiente Electromagnético (TEM) se han usado
extensivamente en la exploración de recursos geotermales, porque permiten determinar
características en sub-superficie. El método MT ocupa una fuente electromagnética natural,
mientras que el método TEM ocupa una fuente electromagnética artificial. Aunque el MT y TEM
en ciertos aspectos son diferentes, tienen propiedades comunes en cuanto a la medición de la
conductividad eléctrica en profundidad, ya que ambos métodos ocupan señales electromagnéticas
secundarias (Kalberkamp, 2007).
El método TEM tiene la capacidad de penetrar desde unas decenas de metros hasta un kilometro,
dependiendo del instrumento ocupado y su configuración. La profundidad de investigación que se
logra al utilizar el método MT va desde algunos metros hasta centenares de kilómetros,
dependiendo del instrumento ocupado y el tiempo de registro de datos (Kalberkamp, 2007).
4.1 Exploración geofísica (MT y TEM)
Entre los años 2006 y 2007 el programa GEOTHERM (un proyecto de cooperación entre el BGR y la
Fundación Chile) llevó a cabo una campaña de exploración electromagnética al noroeste del
volcán Sierra Nevada (figura 4.1) (Development of Geothermal Energy Resources in Chile,
disponible en internet).
Las estaciones de MT y TEM consideradas en la campaña de exploración de 2006, sólo alcanzaron
a ubicar la presencia de un cuerpo de baja resistividad bajo las termas de Manzanar, pero no
fueron suficientes para delimitar sus bordes (Kalberkamp, 2007). Por lo anterior en el año 2007 se
agregaron 57 estaciones TEM con el fin de determinar los límites del acuífero ubicado bajo las
termas de Manzanar (Reitmayr, 2007).
9 Este capítulo esta está construido con en antecedentes de exploración geofísica (MT y TEM) disponibles en
el dominio público. Todos los resultados extraídos tienen por objetivo un mejor entendimiento del sistema geotermal ubicado entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín.
48
Figura 4.1 Mapa de la ubicación de las estaciones MT y TEM al noroeste del volcán Sierra Nevada. Los puntos azules y rojos son las estaciones MT y TEM respectivamente. Las fuentes termales se indican con sus nombres en amarillo y la línea verde clara indica el borde del parque nacional Conguillio. Figura extraída de (Reitmayr, 2007).
4.1.1 Resultados e interpretación de MT al noroeste del volcán Sierra Nevada
Todos los resultados e interpretaciones de las estaciones MT, al noroeste del volcán Sierra Nevada
fueron extraídas de (Kalberkamp, 2007).
De acuerdo al perfil MT número 1 (figura 4.2), entre los puntos 107 y 108 existe un cuerpo
conductor superficial, relacionado al acuífero ubicado bajo las termas de Manzanar. Este acuífero
tiene su límite inferior a una profundidad de 600 m.s.n.m. y un espesor máximo de 400 m.
En el centro del perfil MT número 1 (figura 4.2), entre los puntos 105 y 103 y a una profundidad de
600 m.b.n.m., existe un cuerpo conductor que puede ser asociado a un fluido hidrotermal y/o
alteración hidrotermal. Este cuerpo conductor se termina abruptamente hacia el sureste, por lo
que no puede ser relacionado con las fuentes termales ubicadas en el flanco noroccidental del
volcán Sierra Nevada (Aguas de la Vaca y Baños del Toro). Debido al tamaño reducido de dicho
cuerpo conductor y a la desconexión con las Aguas de la Vaca y los Baños del Toro, los fluidos que
49
conforman este posible acuífero deben provenir del acuífero ubicado bajo las termas de
Manzanar.
El cuerpo de baja resistividad ubicado entre los puntos 105 y 103 del perfil MT número 1, no
puede ser la fuente de fluidos del acuífero ubicado bajo las termas de Manzanar, porque en el
perfil MT número 1 no se observa una fuente de calor para el cuerpo conductor (figura 4.2).
Figura 4.2 Perfil MT número 1. La profundidad del perfil alcanza aproximadamente 6 km. Hay 2 zonas de baja resistividad: (1) Entre las estaciones 105 y 103 y (2) Entre las estaciones 107 y 108. Ver figura 4.1 para conocer la ubicación del perfil. Figura extraída de (Kalberkamp, 2007).
4.1.2 Resultados e interpretación de TEM bajo las termas de Manzanar
Todos los resultados e interpretación de las estaciones TEM al noroeste del volcán Sierra Nevada
fueron tomados de (Reitmayr, 2007).
En las cercanías de las termas de Manzanar se aumentó la cantidad de estaciones TEM, para
corroborar la interpretación en base a los resultados de MT. Con lo anterior se busca asegurar la
existencia de una zona de baja resistividad, causada por la presencia de un reservorio de agua
caliente dentro de los 100 primeros metros bajo las termas de Manzanar.
El perfil TEM 2 (figura 4.3) ubicado entre el noroeste de las termas de Manzanar y el volcán Sierra
Nevada (figura 4.1), muestra una anomalía de baja resistividad bajo las termas de Manzanar (color
violeta), que comienza al oeste de Manzanar y continua algunos kilómetros hacia el ESE. La
profundidad de esta anomalía varía ente 80-250 m y tiene un espesor promedio de 100 m. El
ancho de esta anomalía de baja resistividad es de 1-2 km y se puede ver en el perfil TEM 3a (figura
4.3). El perfil TEM 3a está orientado perpendicular al perfil TEM 2 (figura 4.1).
50
Figura 4.3 Perfil TEM 2 y 3a. El perfil TEM 2, va desde el oeste de las termas de Manzanar hacia el sureste rumbo al volcán Sierra Nevada, mientras que el perfil TEM 3a corta perpendicular al perfil TEM 2 y pasa por las termas de Manzanar. Para la ubicación de los perfiles ver figura 4.1. Figuras extraídas de (Reitmayr, 2007).
Los resultados de TEM indican que existe un cuerpo de baja resistividad bajo las termas de
Manzanar, a una profundidad de 80-120 m y con un espesor de 100 m, que comienza 2 km al
oeste de las termas de Manzanar y que se extiende 5 km al ESE de estas termas. El ancho
promedio de este cuerpo es 1,5 km. Este cuerpo de baja resistividad se interpreta como el
reservorio de agua caliente que alimenta a las termas de Manzanar, por su relación espacial.
Las termas de Malalcahuello están al este del acuífero que alimenta a las termas de Manzanar, por
lo que las termas de Malalcahuello son alimentadas por uno o varios acuífero(s) diferente(s).
4.2 Interpretación de la exploración geofísica (MT y TEM)
De los resultados de MT se puede asegurar la presencia de un cuerpo de baja resistividad bajo las
termas de Manzanar, que representa un acuífero superficial, debido a su estrecha relación con los
pozos que abastecen de agua calinte al hotel Termas de Manzanar.
El cuerpo de baja resistividad, ubicado entre las termas de Manzanar y las termas del flanco
noroccidental del volcán Sierra Nevada, identificado en el centro del perfil MT 1 (figura 4.2), puede
corresponder a un reservorio geotermal o puede corresponder a un volumen de roca con
alteración hidrotermal fósil (Kalberkamp, 2007).
Las estaciones de TEM, permiten determinar los límites del acuífero geotermal bajo las termas de
Manzanar y además permiten generar un modelo en 3 dimisiones de este acuífero somero (figura
4.4).
51
El acuífero que abastece a las termas de Manzanar es grande, continuo y no tiene relación con el o
los acuífero(s) que abastece(n) a las termas de Malalcahuello. Los acuíferos que se encuentran
bajo las termas de Malalcahuello son pequeños (figura 4.4).
Finalmente el perfil TEM 2 (figura 4.2) indica una posible conexión entre el acuífero ubicado bajo
las termas de Manzanar, con las termas ubicadas en el flanco noroccidental del volcán Sierra
Nevada (Baños del Toro y Aguas de la Vaca).
Figura 4.4 Sección horizontal y vertical del acuífero que abastece a las termas de Manzanar. Figuras extraídas de (Reitmayr, 2007).
52
Capítulo 5 Geoquímica de aguas
El objetivo de la investigación geoquímica de aguas termales, es identificar el origen de estas y
cuantificar los procesos que gobiernan su composición. La interpretación de la composición
química de las aguas termales que alcanzan la superficie y los procesos asociados, constituyen la
primera aproximación a las condiciones físico-químicas de un posible reservorio geotermal. Dada
la importancia y exclusividad que dan la interpretación de estos resultados, una zona específica
puede transformarse en un lugar de interés o puede ser descartada por su bajo potencial.
En este capítulo se presentan las metodologías, resultados e interpretación de los análisis
químicos e isotópicos de las aguas termales consideradas en esta memoria. Los antecedentes
disponibles dan el contexto a los resultados obtenidos y complementan las interpretaciones.
5.1 Antecedentes de geoquímica de aguas
Las termas tratadas en esta memoria fueron incluidas en trabajos a escala de país, en los que se
entrega ubicación, análisis químicos y conclusiones preliminares (Hauser, 1997, 2000; Risacher y
Hauser, 2008; Risacher et al., 2010). Los trabajos más antiguos no incluyen algunas de las termas
estudiadas en esta memoria (e. g. Malalcahuello) y tampoco tienen especificaciones claras acerca
de los nombres de las termas ubicadas en el valle del río Blanco.
La mayoría de las fuentes termales estudiadas en esta memoria son del tipo Na-SO4 y en menor
medida Ca-SO4 (Hauser, 1997, 2000; Risacher y Hauser, 2008; Risacher et al., 2010) (Figura 5.1).
Las aguas termales de Manzanar, Malalcahuello y Aguas de la Vaca, al igual que la mayoría de las
aguas termales de la zona centro sur de Chile, tienen una composición completamente distinta a
las aguas no termales (Pérez, 1999; Sánchez, 2010).
Las aguas de las termas tratadas en esta memoria, tienen una salinidad en el rango de la que se
puede producir por la alteración hidrotermal de rocas volcánicas y no tienen una relación evidente
entre Na y Cl ni entre Ca y SO4, que indiquen disolución de evaporitas (Risacher y Hauser, 2008).
Los Baños del Toro se diferencian del resto de las termas estudiadas, porque corresponden a una
zona de fumarolas, con charcos humeantes de aguas sulfatadas ácidas (Risacher y Hauser, 2008).
Cerca del área de abarcada en esta memoria, sólo las termas de Tolhuaca (no incluidas en este
trabajo) poseen estudios publicados, enfocados determinar el potencial de un reservorio
geotermal (Melosh et al., 2009; Melosh et al., 2010).
53
Figura 5.1 Diagrama de Piper (1944) elaborado con los antecedentes de las aguas de las termas ubicadas en área de estudio. Los resultados de geoquímica de aguas fueron recopilados de Hauser (1997), Risacher y Hauser (2008) y Risacher et al. (2010).
5.2 Recolección de muestras y métodos analíticos
5.2.1 Trabajo de campo
El trabajo de campo consistió en 5 días de terreno, entre el 16 y 19 de abril de 2011. En el terreno
se visitaron las fuentes termales ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín,
para describir las manifestaciones termales, realizar análisis in-situ y tomar muestras de agua para
analizar aniones, cationes e isótopos estables (D y O18).
En el mismo terreno se visitaron 2 ríos y una fuente de agua subterránea no termal, para describir
estas fuentes de agua, realizar análisis in-situ y tomar muestras de agua para analizar aniones,
cationes e isótopos estables (D y O18).
La fecha de terreno fue elegida considerando el fin de la temporada seca, para evitar la dilución
del agua termal, por las intensas lluvias que se registran en la Cordillera de la Araucanía durante el
invierno (ver el apartado de clima y vegetación en el capítulo de introducción).
54
5.2.1.1 Toma de muestra
Para los análisis geoquímicos de las aguas termales y no termales, se tomaron muestras en
botellas de polietileno de alta densidad (HDPE) de 200 ml, siguiendo el procedimiento propuesto
por Giggenbach y Goguel (1989).
Las muestras de agua utilizadas para analizar aniones y cationes, se filtraron con una membrana
de 0,45 μm, con el fin de remover el material en suspensión y así evitar al crecimiento de algas
que podrían extraer parte de los componentes disueltos en el agua. Además de alterar la muestra,
las partículas en suspensión poden dañar los equipos del laboratorio.
Las muestras de agua utilizadas para analizar cationes, se acidificaron después de ser filtradas con
ácido nítrico, utilizando 1 ml de HNO3 (4N) por cada 100 ml de muestra. La acidificación previene
la precipitación de los cationes. La muestra sólo se debe acidificar después de ser filtrada, para
evitar la disolución de partículas que puedan incorporar nuevos componentes a la muestra de
agua.
Para hacer los análisis de isótopos estables (D y O18), se tomaron muestras en botellas de
polietileno de alta densidad (HDPE) de 200 ml. Las muestras para hacer análisis de isótopos
estables no se filtran.
5.2.1.2 Análisis en terreno
En el campo se midieron algunos parámetros físico-químicos, para tener registro de las
características de las aguas termales y no termales. Los parámetros físico-químicos medidos en
terreno y los instrumentos utilizados se describen a continuación:
− La temperatura de descarga se midió utilizando un termómetro digital, con resolución de
0,1 °C.
− El pH se midió utilizando el medidor multi-parámetro para aguas marca Hanna
Instruments, modelo HI-9811-5, con resolución de 0,1.
− La cantidad de sólidos totales disueltos se midió utilizando el medidor multi-parámetro
para aguas marca Hanna Instruments, modelo HI-9811-5, con resolución de 10 mg/l.
− La conductividad eléctrica se midió utilizando el medidor multi-parámetro para aguas
marca Hanna Instruments, modelo HI-9811-5, con resolución de 10 μS/s.
− La cantidad de amonio se midió utilizando el fotómetro marca Hanna Instruments, modelo
HI-93715.
− La cantidad de sílice se midió utilizando el fotómetro marca Hanna Instruments, modelo
HI-93705.
− La alcalinidad se midió utilizando el test de alcalinidad marca Hanna Instruments, modelo
HI-3811.
− La cantidad de hierro se midió utilizando el test de alcalinidad marca Hanna Instruments,
modelo HI-3834.
55
5.2.2 Métodos analíticos
Los análisis químicos de cationes y aniones en las muestras de agua, fueron hechos en el
laboratorio de geoquímica del Departamento de Geología de la Universidad de Chile.
Para analizar cationes se utilizó espectrometría de emisión atómica con fuente de plasma
acoplado (ICP-AES), modelo Optima 7300V-Perkin Elmer. Los cationes analizados fueron: Al, B,
Ca2+, Fe, K+, Li, Mg2+, Mn, Na+, Si y Sr.
Para analizar aniones (excepto HCO3- y CO3
2-), se utilizó Cromatografía iónica (IC), modelo IC 861
Advanced Compact-Methrom. Los aniones analizados fueron: Br, Cl-, F, NO3- y SO4
2-.
Para analizar HCO3- y CO3
2- se utilizó titulación volumétrica, de acuerdo al procedimiento
propuesto por Giggenbach y Goguel (1989).
Los análisis de isótopos estables (D y O18), fueron hechos en el laboratorio de isótopos ambientales
de la Comisión Chilena de Energía Nuclear (CCHEN), mediante un analizador de isótopos de D y O18
en agua, por espectroscopia láser.
5.3 Resultados
Las tablas 5.1 y 5.2 muestran los resultados de los análisis químicos e isotópicos (D y O18)
respectivamente, de las muestras de aguas termales y no termales recolectadas ente el volcán
Lonquimay y el valle del río Cautín.
Para verificar si los análisis químicos de las aguas son los correctos, se utiliza un Balance Iónico (BI)
de los componentes disueltos en las aguas. Aunque el BI no es un procedimiento válido para aguas
‘no potables’ (Murray y Wade, 1996), se utiliza habitualmente en aguas termales para verificar los
análisis (e. g. Publications of The United Nation University Geothermal Training Programme,
Marini, 2000).
El BI se basa en el porcentaje de diferencia, entre las cargas positivas y negativas totales, definido
de la siguiente manera:
�� = ∑ ������ − ∑ ����∑ ������ + ∑ ����
Como el agua es un medio si carga eléctrica, los cationes deben compensar a los aniones en la
solución. El BI se considera aceptable cuando su valor absoluto es menor al 10%.
El BI demasiado negativo registrado para los Baños del Toro (tabla 5.1), se debe al bajo pH del
agua (Murray y Wade, 1996) y al elevado contenido de sólidos disueltos (3.080 mg/l). El BI positivo
(superior a 10%) en la muestra de agua del río Blanco, puede ser explicado porque la muestra se
recolecto cerca del lugar en que las aguas termales de los Baños del Toro llegan al río Blanco, lo
anterior produce un incremento del contenido de cationes en el río (e. g. Ca y Fe).
56
Para verificar si los resultados de los análisis isotópicos en las aguas son correctos, se realiza una
serie de mediciones de la muestra en diferentes días. Para asegurar que el dato obtenido es
repetible y reproducible, se calcula el promedio aritmético de las mediciones y su desviación
estándar.
57
Tabla 5.1 Análisis químicos de las aguas termales y no termales, ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín. Proyección UTM 19S. Elipsoide WGS84.
Muestra Código pH T(°C)1 UTM
Elev. m
Na K Ca Mg Li Cl SO4 HCO3 CO3 SiO2 B Fe Al BI % N E mg/l
Aguas termales
Baños del Toro BTRO 2,1 88,5 5727164 272122 1.341 47,9 4,95 211 82,33 0,248 15,4 3795,9 0 0 323,3 0,3 131 322 -53,2
Aguas de la Vaca AVAK 7 57,3 5726641 271116 1.070 167,1 28,9 95,24 6,391 2,054 331,5 173,6 57,97 0 125,3 17,8 0,004 0,044 -1,78
Manzanar 1 TMZ1 9,7 52,3 5739020 263722 745 68,5 1,98 1,37 0,028 0,332 18,7 50 37,83 11,42 59,09 0,63 0,068 0,028 8,46
Manzanar 2 TMZ2 9,7 48,3 5739072 263736 745 70 1,9 1,21 0,024 0,354 18,5 101,1 43,94 9,61 59,84 0,78 0,068 0,029 -8,02
Malalcahuello 1 TML1 9,4 44,2 5736570 274479 970 40 1,58 4,19 0,023 0,266 15,3 47,1 32,95 0,6 46,92 0,98 0,008 0,049 -0,46
Malalcahuello 2 TML2 9,5 42,8 5736661 274584 970 53,4 1,85 3,48 0,048 0,346 15,6 48,278 32,95 2,4 46,59 0,62 0,02 0,076 9,98
Aguas meteóricas y subterráneas no termales
Río Blanco RBLN 7,8 17,1 5736696 274603 1.013 9,6 0,99 27,69 3,559 0,182 2,1 41,3 36,61 0 9,81 0 0,207 0,172 16,69
Río Cautín RCTN 7,8 7 5727089 271377 793 17,2 2,13 8,11 3,316 0,302 2,6 41,5 43,93 0 27,7 0 0,036 0,046 -4,43
Malalcahuello V TMLV 6,7 8,5 5737651 264992 970 16,8 2,6 8,3 1,716 0,184 5,4 10,7 48,8 0 39,41 0 0,084 0,105 7,02 1Temperatura de descarga. Abreviación BI=Balance Iónico.
Tabla 5.2 Análisis de isótopos estables (D y O18) de las aguas termales y no termales, ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín. Proyección UTM 19S. Elipsoide WGS84.
Muestra Código UTM
Elev. m
δ D ‰
δ18O ‰ N E
Aguas termales
Baños del Toro BTRO 5727164 272122 1.341 -74,5 -10,44
Aguas de la Vaca AVAK 5726641 271116 1.070 -67,6 -9,54
Manzanar 1 TMZ1 5739020 263722 745 -63,2 -9,70
Manzanar 2 TMZ2 5739072 263736 745 -63,7 -9,74
Malalcahuello 1 TML1 5736570 274479 970 -67,9 -9,91
Malalcahuello 2 TML2 5736661 274584 970 -67,5 -9,99
Aguas meteóricas y subterráneas no termales
Río Blanco RBLN 5736696 274603 1.013 -64,9 -9,96
Río Cautín RCTN 5727089 271377 793 -69,0 -10,20
Malalcahuello V TMLV 5737651 264992 970 -66,3 -9,76
58
5.4 Descripción de la composición química de las muetras de agua
A continuación se presenta la descripción de la composición química de las aguas de las fuentes
termales, aguas subterráneas no termales y aguas de ríos consideras en esta memoria. Para
exponer la composición química de las aguas se destaca el pH, cantidad de sólidos disueltos y
concentraciones relativas de aniones y cationes principales.
Baños del Toro
El agua termal de los Baños del Toro tiene una composición Ca-SO4 y es la única fuente termal con
estas características en el área de estudio (figura 5.2). Estas aguas corresponden a una zona de
aguas sulfatadas ácidas (pH=2,1).
La elevada concentración de sólidos disueltos, en las aguas termales de los Baños del Toro (figura
5.3) se debe a la intensa lixiviación de la roca, por la interacción de las las aguas sulfatadas ácidas
con las rocas (Henley y Ellis, 1983; Henley et al., 1984).
Aguas de la Vaca
Las Aguas de la Vaca tienen una composición Na-Cl-SO4 y es la única fuente termal clorurada en el
área de estudio (figura 5.2). El elevado contenido de Cl en el agua de esta terma es un buen indicio
de cercanía al up flow. El elevado contenido relativo de Ca y Mg con respecto al Na no es habitual
en aguas termales que se encuentran en equilibrio agua-roca (Giggenbach et al., 1983b;
Giggenbach, 1988; Giggenbach, 1991a), por lo que estos cationes debieron ser lixiviados de la
roca, en un proceso de neutralización posterior al up flow (D´Amore y Arnórsson, 2000). De
acuerdo a lo anterior, el up flow que alimenta a las Aguas de la Vaca debe ser lo suficientemente
ácido para lixiviar rápidamente el Mg y Ca de las rocas (Bache et al., 1984).
Las Aguas de la Vaca tienen pH neutro y una cantidad de sólidos disueltos en el rango de la que se
puede producir por la alteración hidrotermal de rocas volcánicas (figura 5.3) (Risacher y Hauser,
2008).
Termas de Manzanar
Las aguas de las termas de Manzanar tienen una composición Na-SO4, muy similar a la
composición de las aguas de las termas de Malalcahuello (figura 5.2). La cantidad de SO4 en los
distintos pozos de las termas de Manzanar no es igual, siendo en una el doble de la otra.
Aunque el SO4 es el anión principal, el HCO3 también es importante, especialmente en la muestra
de agua tomada en el pozo Manzanar 1.
Las muestras de agua tomadas en los pozos tienen pH 9,7 y 9,8 para las muestras Manzanar 1 y 2
respectivamente y una cantidad de sólidos disueltos en el rango de la que se puede producir por la
alteración hidrotermal de rocas volcánicas (figura 5.3) (Risacher y Hauser, 2008).
59
Figura 5.2 Diagrama de Piper (1944) para las muestras de aguas termales y no termales ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín.
Termas de Malalcahuello
Las aguas termales de las termas de Malalcahuello tienen una composición Na-SO4, muy similar a
la composición de las aguas de las termas de Manzanar (figura 5.2). El contenido de aniones y
cationes principales es casi idéntico en las muestras de agua tomadas en los 2 pozos de esta
fuente termal.
Aunque el SO4 es el anión principal, el HCO3 también es importante.
Las muestras de agua tomadas en los pozos tienen pH 9,4 y 9,5 para las muestras Malalcahuello 1
y 2 respectivamente y una cantidad de sólidos disueltos en el rango de la que se puede producir
por la alteración hidrotermal de rocas volcánicas (figura 5.3) (Risacher y Hauser, 2008).
Vertiente Malalcahuello
El agua de la vertiente de Malalcahuello tiene una composición Na-HCO3, diferente a cualquiera de
las fuentes termales (figura 5.2).
60
La muestra de agua tomada en el río Blanco tiene pH 6,7 y una cantidad de sólidos disueltos
menor a las de las fuentes termales (figura 5.3).
Río Blanco
El agua del río Blanco tiene una composición Na-SO4, pero con un contenido relativo de Na muy
inferior, con respecto a las muestras de agua recolectadas en las termas de Manzanar y
Malalcahuello (figura 5.2).
La muestra de agua tomada en el río Blanco tiene pH 7,8 y una cantidad de sólidos disueltos
menor a las de las fuentes termales, al igual que todos los ríos de la zona sur del país (figura 5.3)
(Risacher y Hauser, 2008).
Río Cautín
El agua del río Cautín tiene una composición Ca-SO4, pero sin una relación que permita vincular la
composición de las aguas de este río a la de algunas de las fuentes termales cercanas (figura 5.2).
La muestra de agua tomada en el río Cautín tiene pH 7,8 y una cantidad de sólidos disueltos menor
a las de las fuentes termales, al igual que todos los ríos de la zona sur del país (figura 5.3)
(Risacher y Hauser, 2008).
Figura 5.3 Cantidad de Sólidos disueltos totales en las aguas termales y no termales ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín.
61
5.5 Origen y evolución de los fluidos termales
Los componentes de las aguas termales, pueden ser clasificados en 2 grupos de acuerdo a su
comportamiento y por lo tanto al tipo de información que entregan: 1) químicamente inertes,
también llamados ‘trazadores’ y 2) químicamente reactivos, también llamados ‘geoindicadores’
(Giggenbach, 1991a; Arnórsson, 2000).
Los trazadores debido a que son químicamente inertes, una vez que son agregados a la fase
líquida permanecen sin cambios, por lo que permiten conocer su origen y por lo tanto el origen de
las aguas que los contienen. Los geoindicadores responden a cambios en el medio, por lo que sus
concentraciones en las aguas termales, dependen de la evolución de los fluidos de un sistema
geotermal. La temperatura y en menor medida la presión afectan las concentraciones de los
geoindicadores (Giggenbach, 1991a).
Ejemplos de trazadores en las aguas termales son: Cl, B, Li, Rb y Cs, mientras que ejemplos de
geoindicadores son: Na, K, Mg, Ca. El límite entre estos grupos no es rígido, porque la temperatura
puede hacer que elementos químicamente inertes se vuelvan reactivos (Giggenbach, 1991a).
5.5.2 Aniones principales
Contenido relativo de Cl, SO4 y HCO3
El contenido relativo de Cl, SO4 y HCO3 entrega una primera clasificación de las aguas termales y
permite ubicarlas dentro de un sistema geotermal, lo anterior se debe a que la cantidad relativa de
estos componentes varía con la evolución de las aguas en un sistema geotermal (Giggenbach,
1997). Particularmente la composición de las aguas cloruradas neutras entrega información
relevante de las condiciones físico-químicas del reservorio, porque son el producto final del
equilibrio entre agua y roca (Giggenbach, 1988).
La figura 5.4 muestra la clasificación de las aguas termales, del sistema geotermal ubicado entre el
volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín, de acuerdo al contenido relativo de aniones
principales. En la figura 5.4 se delimitan algunos campos definidos por Giggenbach y Goguel
(1989), que son consistentes con los tipos de aguas que se generan por la evolución de las aguas
un sistema geotermal agua dominanante, alojado en un volcán (Giggenbach, 1997).
Baños del Toro
El pH ácido y la composición sulfatada de las aguas termales de los Baños del Toro (figura 5.4),
permiten clasificar a esta fuente termal como una zona de aguas vapor calentadas. Esta
clasificación coincide con su ubicación en la parte más elvada del sistema geotermal líquido
dominante (Henley y Ellis, 1983; Nicholson, 1993).
El pH de 2.1 registrado en terreno produce una intensa lixiviación de las rocas, por lo que la
composición de esta agua termal no entrega información de las condiciones del reservorio, ni de la
evolución de las aguas termales.
62
La lixiviación de las rocas en esta terma, produce disolución de minerales primarios que aumenta
la concentración de cationes metálicos (e. g. Al, Fe y Mg). A continuación se muestran ejemplos de
disolución de olivino magnesico (forsterita) (ecuación 5.1) y clinopiroxeno cálcico magnésico
(diópsido) (ecuación 5.2), con la intensión de exponer lo que ocurre en los Baños del Toro, por la
interacción de las aguas vapor calentadas con rocas andesíticas y andesíticas basálticas, del
Conjunto de volcanes de la Cordillera principal (figura 2.6).
MgSiO4+4H+=2Mg2++H4SiO40 (5.1)
CaMgSi2O6+4H++2H2O=Ca2++Mg2++2H4SiO40 (5.2)
Otro ejemplo es la disolución de los feldespatos (e.g. albita) en aguas ácidas (ecuación 5.3).
NaAlSi3O8+4H2O+4H+=Na++Al3++3 H4SiO40 (5.3)
De acuerdo a los modelos de sistemas geotermales alojados en volcanes, las aguas vapor
calentadas de los Baños del Toro se ubican justo debajo de la zona de aguas cloruradas (Goff y
Janik, 2000; Arnórsson et al., 2007).
Aguas de la Vaca
Las Aguas de la Vaca tienen una composición Cl-SO4 (figura 5.4). Este tipo de agua termal se
produce por la oxidación del H2S, de las aguas cloruradas alcalinas en profundidad, formando
HSO4- por la interacción de las aguas termales con las rocas del entorno. El agua formada de esta
manera tiende a neutralizarse por la interacción agua-roca (Ellis y Mahon, 1977). Debido a que la
constante de disociación del HSO4- aumenta al bajar la temperatura, las aguas con un elevado
contenido de HSO4- y pH cercano al neutro en profundidad se vuelven ácidas en las condiciones
superficiales frías (Ellis y Mahon, 1977; Arnórsson et al., 2007).
Este tipo de agua termal Cl-SO4, es común en sistemas geotermales asociados a volcanes
principalmente andesíticos (e. g. Guanacaste, Costa Rica, Giggenbach y Corrales, 1992; Miravalles,
Costa Rica, Gherardi et al., 2002). En estos sistemas geotermales la composisción Cl-SO4 de las
aguas termales, se explica por la falta de maduración de los fluidos termales (Giggenbach 1988;
Arnórsson et al., 2007). Además de su composición Cl-SO4, este tipo de agua termal se caracteriza
por su pH ácido, producido por el aumento en la constante de disosiación del HCl y HSO4- al
dismunir la temperatura (Arnórsson et al., 2007).
63
Figura 5.4 Diagrama ternario de Cl, SO4 y HCO3 para las aguas termales de las termas ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín. Para este diagrama se consideran algunos de los campos definidos por Giggenbach y Goguel (1989).
La composición de las Aguas de la Vaca no se explica por la mezcla de aguas cloruradas maduras
con aguas vapor calentadas (Ellis y Mahon, 1977; Nicholson, 1993; Arnórsson et al., 2007), porque
el elevado contenido de metales disueltos en las aguas termales vapor calentadas, como ocurre en
los Baños del Toro, no se observa en la composición de las Aguas de la Vaca (tabla 5.1). Además la
distribución espacial de las termas (Aguas de la Vaca y Baños del Toro), no permite la mezcla de
aguas cloruradas con aguas vapor calentadas (figura 2.6).
Debido a que la muestra de agua fue tomada en la superfice, las Aguas de de la Vaca tuvieron
tiempo suficiente para aumentar el pH por la disolución de minerales primarios, de las rocas que
se encuentran en el camino que recorren las aguas hasta llegar a la superficie (Giggenbach,
1991a). Las reacciones de interacción agua-roca que explican el aumento de pH, son las mismas
que ocurren en los Baños del Toro, pero en las Aguas de la Vaca ocurren con menor intesidad (e. g.
ecuaciones 5.1, 5.2 y 5.3).
De acuerdo a su composición de aniones principales y ubicación en el sistema geotermal, las Aguas
de la Vaca constituyen un punto entre el out flow y el up flow del sistema geotermal (un out flow
cercano al up flow).
64
Termas de Manzanar y Malalcahuello
Las aguas de las termas de Manzanar y Malalcahuello tienen una composición SO4-HCO3 (figura
5.4). El pH alcalino de las aguas termales de Manzanar y Malalcahuello (9,8 y 9,5 respectivamente
medido en terreno), indica una prolongada interacción agua-roca (Giggenbach 1991a). A pesar de
que las aguas de estas fuentes termales son SO4, no se pueden considerar aguas vapor calentadas,
porque no cumplen con los reqisitos básicos para ser considaradas aguas vapor calentadas (e. g.
pH ácido) (Ellis y Mahon, 1977; Nicholson, 1993, Arnórsson et al., 2007).
El contenido elevado de HCO3 y SO4 con respecto al Cl (figura 5.5), indican una evolución de las
aguas termales desde el up fow del sistema gotermal, hasta Manzanar y Malalcahuello. Esta
evolución de las aguas termales está marcada por la acción de 2 buffers de pH: 1) HSO4/SO4 y 2)
CO2/HCO3 (Arnórsson et al., 2007). La disociación del HSO4 libera H+ (ecuación 5.4), lo que permite
la lixiviación de la roca que contiene al agua termal, por otro lado la formación de HCO3 a partir de
la intracción entre el fluido termal y los silicatos (e. g. sódicos) consume CO2 (ecuación 5.5). Ambos
buffers aumentan el pH.
HSO4-=H++SO4
2- (5.4)
CO2+H2O+Na-silicato=HCO3-+Na+H-silicato (5.5)
El aumento en el contenido de SO4 en la muestra Manzanar 2 (figura 5.4), se debe a procesos
superficiales, ya que de todas las muestras tomadas en Manzanar y Malalcahuello, esta fue la
única muestra extraída de un pozo superficial de menos de 5 metros, mientras que el resto de las
muestras fueron extraídas de pozos de 25 a 120 metros de profundidad.
Figura 5.5 Razón SO4/Cl y HCO3/Cl para las aguas termales de las termas ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín.
65
Interpretación de los aniones principales en el sistema geotermal
De acuerdo a los aniones principales y a la ubicación de las termas que se encuentran entre el
volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín (figura 2.6), se puede concluir que todas las termas
forman parte en un mismo sistema geotermal.
Los Baños del Toro representan la zona de aguas vapor calentadas (sobre el up flow del sistema),
las Aguas de la Vaca representan un out flow cercano al up flow y las termas de Manzanar y
Malalcahuello representan un out flow lejano. En las termas de Manzanar y Malalcahuello los
procesos de ebullición, dilución y reequilibrio borran los rasgos de las aguas termales del up flow.
En el sistema geotermal asociado al volcán Sierra Nevada, la evolución de los aniones principales
está marcada por la acción de 2 buffers de pH: 1) HSO4/SO4 y 2) CO2/HCO3, siendo más importante
la acción del 1º buffer de pH i. e. HSO4/SO4.
5.5.3 Elementos conservativos
Contenido relativo de Cl, Li y B
El metal alcalino menos afectado por procesos secundarios es el Li, por lo que es un buen
elemento para evaluar el origen de otros 2 elementos conservativos importantes en las aguas
termales, como son el Cl y B (Giggenbach, 1991a). El Cl y B pueden ser introducidos a un fluido
termal con un contenido determinado de Li, por la absorción de vapores magmáticos a altas
temperaturas en forma de HCl y H3BO3 respectivamente o pueden incorporarse por lixiviación de
la roca junto al Li.
De acuerdo al diagrama ternario de Cl, Li y B, con campos definidos por Giggenbach y Goguel
(1989) (figura 5.6), las Aguas de la Vaca tienen un origen marcado por la interacción agua-roca y la
absorción de vapores magmáticos, las aguas de las termas de Manzanar y Malalcahuello tienen un
origen determinado por la interacción agua-roca (con rocas basálticas) y las aguas de los Baños del
Toro tienen un origen marcado por la interacción agua-roca (con rocas riolíticas). Como veremos
más adelante, está primera interpretación está sujeta a la temperatura de interacción agua-roca.
La concentración de Cl y B, en las muestras de las termas de Manzanar y Malalcahuello, es menor
que la concentración de Cl y B, en las Aguas de la Vaca (figura 5.7a), esto se debe a la dilución que
afectan a las aguas termales que llegan hasta Manzanar y Malalcahuello. Lo anterior se debe a que
las termas de Manzanar y Malalcahuello están en el out flow del sistema (de acuerdo a los aniones
principales).
Aguas de la Vaca
De acuerdo al diagrama ternario de Cl, Li y B (figura 5.6), los fluidos que abastecen a las Aguas de
la Vaca, tienen una composición producida por la absorción de vapores magmáticos (con una alta
razón B/Cl) y la interacción agua-roca (con rocas basálticas).
66
Las Aguas de la Vaca se encuentran cercanas al up flow del sistema geotermal y por lo tanto a la
fuente de calor volcánica (de acuerdo a los aniones principales), por lo que es posible que parte
del B y Cl sean incorporados a las aguas termales por la absorción de vapores magmáticos.
Debido a que la temperatura en sub-superficie estimada para las Aguas de la Vaca está entre 120-
155°C (como veremos en la sección de geotermómetros), la razón B/Cl en las Aguas de la Vaca
debería tender a la razón B/Cl de las rocas correspondientes (Arnórsson y Andrésdóttir 1995). Lo
anterior se observa en la figura 5.6, porque la razón B/Cl de las Aguas de la Vaca es cercana a la
razón B/Cl de las aguas que tienen una interacción agua-roca, con rocas basáltcas (Giggenbach y
Goguel, 1989).
De acuerdo a su ubicación, las Aguas de la Vaca interactúan andesitas y andesitas basálticas del
Conjunto de volcanes de la Cordillera principal (figura 2.6).
Figura 5.6 Diagrama ternario de Cl, Li y B para las aguas termales de las termas ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín. Para este diagrama se consideran algunos de los campos definidos por Giggenbach y Goguel (1989).
67
Termas de Manzanar y Malalcahuello
De acuerdo al diagrama ternario de Cl, Li y B (figura 5.6), la mayoría de las aguas termales que se
extraen en las termas de Manzanar y Malalcahuello, tienen un origen marcado por la interacción
agua-roca (con rocas basálticas).
Debido a que las temperaturas estimadas en sub-superficie para estas fuentes termales son
menores a 110°C (como veremos en la sección de geotermómetros), es imposible que todo el
contenido de B y Cl provenga exclusivamente de la interacción agua-roca, porque los datos
disponibles indican que el B se comporta de manera incompatible a temperaturas sobre los 150˚C
(Ellis y Mahon 1964, 1967; Ellis, 1970), mientras que el Cl se comporta de manera incompatible a
todas las temperaturas (Ellis, 1970; Michard, 1991). Por lo anterior las aguas de las termas de
Manzanar y Malalcahuello, no pueden tener una razón B/Cl igual a la que produce la interacción
agua-roca (con rocas basálticas), porque la temperatura no permite un intercambio completo de B
entre el agua y las rocas, lo que generaría una razón B/Cl menor a la que tienen en realidad.
Considerando que el Cl es más incompatible que el B a bajas temperaturas (Ellis y Mahon 1964,
1967; Ellis, 1970; Michard, 1991), las aguas de las termas de Manzanar y Malalcahuello deben
provenir de una fuente con una razón B/Cl mayor a la que se produce por la interacción agua-roca
(con rocas basálticas) y una vez que los fluidos se acumulan en acuíferos bajo estas termas, la
razón B/Cl disminuye hasta llegar a la razón B/Cl que medimos en las muestras recolectadas. Esta
razón B/Cl que medimos en las muestras de las termas de Manzanar y Malalcahuello coincide con
la razón B/Cl que se produce por la interacción agua-roca (rocas basálticas) (figura 5.6).
Como las termas de Manzanar y Malalcahuelo están en el out flow del sistema geotermal (de
acuerdo a los aniones principales), la concentración absoluta de elementos conservativos
disminuye con respecto a las termas cercanas al up flow (Aguas de la Vaca), por la dilución (figura
5.7a).
De todas las muestras de agua tomadas en las termas de Manzanar y Malalcahuello, la única
excepción en cuanto a la razón B/Cl es la muestra Malalcahuello 1, que tiene una razón B/Cl mayor
al resto de las aguas de las termas de Manzanar y Malalcahuello, pero similar a la razón B/Cl de las
Aguas de la Vaca (figura 5.7b). Lo anterior se explica, porque el acuífero del que se extrajo la
muestra de agua Malalcahuello 1, no tiene un tiempo suficiente de interacción agua-roca, para
modificar la razón B/Cl heredada de las cercanías del up flow del sistema geotermal.
A pesar de que la muestra de agua Malalcahuello 1 no tiene variación en cuanto la razón B/Cl, al
compararala con la razón B/Cl de las Aguas de la Vaca (figura 5.7b), si tiene un aumento en el
contenido relativo de Li (figura 5.6), porque el Li aumenta a medida que aumenta la interacción
agua-roca, en el camino que une las cercanías del up flow del sistema geotermal con las termas de
Malalcahuello (Giggenbach, 1991a).
68
De acuerdo a su ubicación, las aguas de las termas de Manzanar y Malalcahuello, interactúan con
rocas del Conjunto de Volcanes de la Cordillera principal, Formación Malleco y el relleno volcano-
sedimentario propuesto por Bertín (2010) (figura 2.6).
Figura 5.7 Relaciones entre las concentraciones de B y Cl de las aguas termales de las termas ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín. a) Gráfico B v/s Cl para las Aguas de la vaca en rojo, termas de Manzanar en azul y termas de Malalcahuello en verde. b) Razón B/Cl para las Aguas de la Vaca, termas de Manzanar y Malalcahuello.
Baños del Toro
Los Baños del Toro tienen una composición relativa de Cl, Li y B, debida a la intensa lixiviación de
las rocas que contienen estas aguas (Giggenbach, 1991a). Las aguas de esta terma tienen una
tendencia que corresponde a la interacción agua-roca (con una riolitica) (figura 5.6), debido a que
el Cl se libera antes que el B en las rocas volcánicas, porque el Cl es más incompatible que el B
(Ellis y Mahon 1964).
Interpretación de los elementos conservativos en el sistema geotermal
De acuerdo a los elementos conservativos y a la ubicación de las termas que se encuentran entre
el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín, se puede deducir que todas las fuentes termales
corresponden a un mismo sistema geotermal.
A pesar del efecto de la dilución, la razón B/Cl no experimenta cambios significativos en el camino
que une el up flow del sistema con los reservorios ubicados bajo las termas de Manzanar y
Malalcahuello. Lo anterior se puede ver en la similitud de la razón B/Cl entre las Aguas de la Vaca
(cercana al up flow) y Malalcahuello 1 (terma del out flow), (figura 5.7). El contenido relativo de Li
aumenta debido a la interacción agua-roca, en el camino desde el up flow hasta las termas de
Manzanar y Malalcahuello (figura 5.6) y en los acuíferos bajo estas termas.
69
Los cambios más marcados, en la composición relativa de elementos conservativos, se producen
en los reservorios ubicados bajo las termas de Manzanar y Malalcahuello.
De acuerdo a la evolución de los elementos conservativos, las termas del sistema geotermal
asociado al volcán Sierra Nevada, pueden ordenarse desde las cercanías al up flow hasta el out
flow del sistema geotermal de la siguiente manera: Aguas de la Vaca → Malalcahuello 1 →
Malalcahuello 2 → Manzanar 1 → Manzanar 2. El cambio en razón B/Cl, durante esta evolución de
los fluidos termales se observa en la figura 5.8.
Figura 5.8 Evolución de la razón B/Cl, desde las cercanías del up flow del sistema geotermal (Aguas de la Vaca) hasta el out flow del sistema geotermal (termas de Manzanar y Malalcahuello).
Los Baños del Toro no se incluyen en el análisis de la evolución de los elementos conservativos en
los fluidos termales, porque su composición sólo indica disolución de la roca en superficie.
70
5.5.4 Isótopos estables δD y δ18O
Los elementos se definen por el número de protones en el núcleo (número atómico, Z). Los
isótopos de un elemento tienen el mismo número atómico, pero diferente masa atómica (número
de masa, A= número de protones + neutrones). Los diferentes isótopos de un elemento muestran
diferencias leves en su comportamiento físico y químico, por lo que son significativas para los
isótopos más livianos (Nicholson, 1993).
Los isótopos estables en agua son indispensables para la interpretación de un sistema geotermal,
porque las razones isotópicas son sensitivas a procesos físicos, que permiten determinar el origen
y la evolución de los fluidos termales (e. g. Craig et al., 1956; Craig, 1961, 1963; Truesdell y
Hulston, 1980; Panichi y Gofiantini, 1981; Giggenbach et al., 1983a; Henley et al., 1984;
Giggenbach 1991b; Nuti, 1991; D’Amore et al., 2000).
El isótopo de oxígeno 18O y el isótopo de hidrógeno 2H (que se abrevia como D para deuterio), son
los más utilizados en la exploración de recursos geotérmicos. La concentración de estos isótopos
se obtiene comparando las razones de masa 18O/16O (δ18O) y D/2H (δ D), con respecto al estándar
V-SMOW (Viena-Standard Mean Oceanic Water) (Giggenbach 1991b; Nuti, 1991; D’Amore et al.,
2000).
Resultados
Con el fin de tener una línea de comparación, para interpretar los análisis de δD y δ18O en las
aguas termales, se construyó una Línea Meteórica Local de Aguas (LMLA). Para construir la LMLA
(ecuación 3.6) se utilizaron los análisis isotópicos de los ríos Cautín y Blanco y muestras de aguas
meteóricas de la Cordillera principal, ubicadas 70 kilómetros al noreste del área comprendida en
esta memoria (Olivares, en prensa). El coeficiente de correlación de la LMLA (R2) es igual a 0,9275.
δD = 8,2076 ∙ δ18O + 14,148 (3.6)
Una primera aproximación indica que las aguas termales, ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y
el valle del río Cautín, son de origen meteórico (figura 5.9). Esto significa que los fluidos termales
no sufrieron procesos de intercambio isotópico a altas temperaturas (Craig, 1963), ni mezcla con
‘aguas andesiticas’ descritas por Giggenbach (1991b, 1992).
La concentración de isótopos de δD y δ18O, en la muestra de agua de los Baños del Toro, es muy
cercana a la LMLA y representa los isótopos más livianos de todas las muestras analizadas (figura
5.9). Lo anterior indica que esta fuente termal está compuesta principalmente por aguas
meteóricas y que se ubica en la parte más elevada del sistema geotermal (Craig, 1963),
confirmando su clasificación de aguas vapor calentadas.
71
Figura 5.9 Relación entre δD y δ18O en las aguas termales de las termas ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín, río Cautín, río Blanco y una vertiente de agua subterránea en Malalcahuello. En el gráfico se incluyen la Línea Meteóricas Global de Aguas (LMGA), Línea Meteórica Local de Aguas (LMLA) y los campos definidos para las ‘Aguas andesíticas’ (Giggenbach 1991b; 1992), ‘Aguas primarias magmáticas’ (Taylor, 1974) y ‘Aguas magmáticas’ (D’Amore et al., 2000).
Un análisis detallado de la relación entre δD y δ18O (figura 5.10), indica que la zona de recarga del
sistema geotermal se encuentra en la parte de baja de área de estudio. Lo anterior se debe a que
en los valles se encuentran las rocas afectadas por la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui, que no están
cubiertas por rocas del Conjunto de volcanes de la Cordillera principal. Las fallas de alto angulo
que se generan por la acción de la ZFLO, permiten la infiltración profunda de aguas meteóricas que
alimentan el sistema geotermal.
Las aguas de los Baños del Toro muestran una leve tendencia a enriquecerse en isótopos pesados
(figura 5.10), esto es típico de las aguas vapor calentadas, por efecto de la evaporación
(Giggenbach y Stewart, 1982). Sin embargo el enriquecimiento en isótopos pesados en los Baños
del Toro es leve, porque la abrupta pendiente del terreno no permite la formación de manantiales
de aguas calientes, que favorecerían la evaporación. Otros factores que inhibieron el
enriquecimiento en isótopos pesados en los Baños del Toro, fueron la baja temperatura ambiental
y la alta humedad relativa al momento de tomar la muestra, lo anterior produjo un enfriamiento
rápido de las aguas termales, que inhibía la evaporación (Giggenbach y Stewart, 1982).
72
Figura 5.10 Detalle de la relación entre δD y δ18
O de las aguas termales de las termas ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín, río Cautín, río Blanco y una vertiente de agua subterránea en Malalcahuello. Se incluyen en el gráfico la Línea Meteóricas Global de Aguas (LMGA), Línea Meteórica Local de Aguas (LMLA).
El ligero enriquecimiento en isótopos pesados, en las muestra de agua tomada en las Aguas de la
Vaca, puede ser producto de la evaporación, aunque también puede ser la evidencia de una
fuente termal con mezcla de ‘aguas andesíticas’ y que debido a los procesos de dilución
posteriores a la salida del reservorio, fue casi completamente borrada.
Debido a que el corrimiento en el δ18O en las Aguas de la Vaca es leve, no se puede interpretar con
seguridad una mezcla con ´aguas andesíticas´ o un corrimiento en el isótopo de oxigeno por el
intercambio isotópico a altas temperaturas con las rocas del reservorio.
73
5.6 Geotermómetros acuosos
La temperatura de equilibrio en profundidad, es una de las características más importantes que se
puede obtener de la composición de las aguas termales. La estimación de la temperatura se hace
mediante geotermómetros acuosos que pueden ser clasificados en 2 grupos de acuerdo a Fournier
(1991): (1) aquellos que se basan en la dependencia de la temperatura para disolver minerales
individuales en el fluido termal y (2) aquellos que se basan en la dependencia con la temperatura
para reacciones, en las que se intercambian iones entre minerales específicos y el fluido termal.
Para validar las temperaturas que entregan los geotermómetros químicos, se requiere una serie
de supuestos que fueron resumidos por Fournier (1977):
1. Las reacciones de equilibrio químico fluido-mineral, dependientes de la temperatura, fijan
las concentraciones de los componentes considerados.
2. Los minerales o especies fluidas involucradas en las reacciones de equilibrio, se
encuentran presentes en cantidades adecuadas.
3. Existe equilibrio químico fluido-mineral en profundidad, respecto a los componentes
considerados.
4. El reequilibrio de los fluidos termales durante su ascenso hacia la superficie es
despreciable.
5. El efecto de procesos secundarios como dilución, mezcla o ebullición es despreciable o en
su defecto, cuantificable y corregible.
Los geotermómetros no sólo entregan la temperatura del último equilibrio en profundidad, sino
que también muestran las condiciones del equilibrio, porque de lograrse el equilibrio en el
reservorio, todos los geotermómetros correctamente aplicados, deben entregar una temperatura
similar. Lo anterior permite identificar procesos que afecten al equilibrio.
Teóricamente cualquier razón de cationes o especie disuelta sin cargada, puede ser utilizada
como geotermómetro, siempre y cuando se alcance el equilibrio (Arnórsson y Svavarsson, 1985),
pero en este trabajo utilizaremos los geotermómetros convencionales de sílice, Na/K, K/Mg y Na-
k-Mg.
5.6.1 Geotermómetros de sílice
El geotermómetro de sílice es una herramienta efectiva para estimar la temperatura del último
equilibrio en profundidad, porque la tasa de disolución de los polimorfos de sílice cambia
logarítmicamente con la temperatura, desde tasas rápidas a temperatura elevada a tasas
extremadamente lentas a baja temperatura (Fournier, 1991). Esto inhibe el reequilibrio.
Se han propuesto muchos geotermómetros de sílice, calibrados de manera empírica y/o teórica.
En esta memoria ocuparemos el geotermómetro propuesto por Fournier (1977), basado en
experimentos de solubilidad de sílice sobre 125˚C y extrapolado a temperaturas inferiores. Este
geotermómetro ha sido recomendado en diferentes publicaciones, por su confiabilidad y
74
correlación única entre la concentración de sílice y la temperatura (Fournier, 1991; D’Amore y
Arnórsson, 2000; Ferguson et al., 2009).
También existen geotermómetros de sílice calibrados empíricamente, que se construyen en base a
datos de pozos exploratorios de campos geotermales (Fournier y Potter 1982; Verma y Santoyo,
1997; Arnórsson et al., 1998a). De estos geotermómetros, en esta memoria ocuparemos el
geotermómetro de Verma y Santoyo (1997), porque tiene una ecuación calibrada en un rango de
temperatura más acotado, con respecto a las ecuaciones de los otros geotermómetros. Es
importante destacar que el geotermómetro de Verma y Santoyo (1997), está calibrado en un
rango de temperaturas que incluye a las temperaturas esperadas para los reservorios que
abastecen a las termas incluidas en esta memoria.
A continuación se presentan las ecuaciones de los geotermómetros de sílice que utilizaremos, con
S igual a la concentración de SiO2 en mg/l:
− Geotermómetro de cuarzo sin pérdida de vapor propuesto por Fournier (1977).
�°� = 13095,19 − ��� − 273,15 (3.8)
− Geotermómetro de cuarzo con máxima pérdida de vapor a 100°C propuesto por Fournier
(1977).
�°� = 15225,75 − ��� − 273,15 (3.9)
− Geotermómetro de calcedonia propuesto por Fournier (1977).
�°� = 10324,69 − ��� − 273,15 (3.10)
− Geotermómetro de sílice propuesto por Verma y Santoyo (1997).
�℃ = −42,119 + 0,24469 × � − 0,000017414 × �% + 79,305 × log � (3.11)
Corrección de pH
Una de las consideraciones más importantes de los geotermómetros de sílice, es la corrección por
el efecto del pH, debido a que al aumentar el pH se sobre estiman las temperaturas. Esto sucede
porque al aumentar el pH, el ácido silícico se hidroliza formando H3Si4-, que no participa en la
disolución y precipitación de polimorfos de sílice.
En esta memoria utilizaremos la corrección de pH propuesta por D’Amore y Arnórsson (2000).
La ecuación que controla la solubilidad de cualquier polimorfo de sílice en un sistema geotermal es
la siguiente:
75
��)% *ó,-./ + 20%) = 01��)12 (3.12) Debido a que el H4SiO4 es un ácido débil, este se disocia si el pH del agua es alcalino, generando
H3Si4- de la siguiente manera:
01��)12 = 03 + 04��)15 (3.13)
De la ecuación anterior se obtiene la constante de equilibrio para la formación de H3Si4-, a partir
del acido silícico:
6037604��)15701��)12
= 89:;-<:= (3.14)
Para obtener la cantidad de sílice no ionizada, se ocupa la relación que hay entre la sílice analizada
y las especies de sílice ionizada y no ionizada:
601��)127 + 604��)157 = ��)% >?>, (3.15)
Finalmente a partir de la expresión anterior (ecuación 3.15) y la ecuación para la constante de
equilibrio de la reacción que forma H3Si4- (ecuación 3.14), se llega a la expresión para estimar la
cantidad sílice no ionizada:
601��)127 = ��)% >?>,89:;-<:=03 + 1 (3.16)
La ecuación que relaciona la constante de equilibrio (en la de disociación del ácido silícico) y la
temperatura es la siguiente:
��@89:;-<:=A = − 2549B − 15,36 × 105CB% (3.17)
Finalmente reemplazando el valor de de la ecuación 3.17 en la ecuación 3.16, se puede estimar la
cantidad de sílice no ionizada H4SiO4 a partir del SiO2 analizado, el pH y la temperatura a la que se
midió el pH.
En todas las fuentes termales se consideró el pH medido en terreno para hacer la corrección por
pH, porque el pH medido en laboratorio aumenta por a la perdida de CO2 que se produce desde el
terreno hasta el laboratorio (Giggenbach y Goguel, 1989) y por lo tanto no representa el pH del
fluido en equilibrio con los minerales del reservorio.
Resultados
Los resultados de las temperaturas estimadas para el último equilibrio en profundidad, mediante
los geotermómetros de sílice, en las termas que se encuentran entre el volcán Sierra Nevada y el
valle del río Cautín, se presentan en la (tabla 5.3). La corrección por el efecto del pH se realizó sólo
76
en las termas de Manzanar y Malalcahuello, porque que en las Aguas de la Vaca el pH medido en
terreno fue 7.
Tabla 5.3 Temperaturas estimadas para el último equilibrio en profundidad, en las termas ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín, mediante geotermómetros de sílice.
Temperatura (˚C)
Descarga
Reservorio
Nombre
pH
Cuarzo (máxima
pérdida de vapor)1
Cuarzo (sin pérdida de
vapor)1
Calcedonia1
Sílice2
Aguas de la Vaca 7 57,3 144 150 125 155 Manzanar 1 9,7 52,3 84 81 50 84 Manzanar 2 9,8 48,3 83 79 48 82 Malalcahuello 1 9,4 44,2 81 77 46 80 Malalcahuello 2 9,5 42,8 79 75 43 78 1Fournier (1977),
2Verma y Santoyo (1997).
Consideraremos las temperaturas estimadas mediante el geotermómetro de sílice propuesto por
Verma y Santoyo (1997) y Fournier (1977), como representativas del último equilibrio en sub-
superficie. En la tabla 5.3 se destacan las temperaturas consideradas como correctas.
Para aplicar el geotermómetro propuesto por Fournier (1977), se escogió al cuarzo como el
polimorfo que controla la cantidad de sílice disuelta en todas las aguas termales. En las termas de
Manzanar y Malalcahuello, la elección de este polimorfo para estimar la temperatura, se debe a
que la temperatura estimada utilizando calcedonia es menor o igual a la temperatura medida en
terreno (e. g. Manzanar 2), además la temperatura estimada utilizando al cuarzo en el
geotermómetro de Fournier (1977), es similar a la temperatura estimada utilizando el
geotermómetro de sílice propuesto por Verma y Santoyo (1997).
La elección del cuarzo en el geotermómetro de sílice propuesto por Fournier (1977), en las termas
de Manzanar y Malalcahuello, contradice lo recomendado por el mismo autor, debido a que la
temperatura estimada es menor a 120°C, pero de acuerdo a D’Amore y Arnórsson (2000) el cuarzo
podría controlar la solubilidad de la sílice a temperaturas menores a 100°C, cuando el tiempo de
interacción agua-roca es prolongado.
En la fuente termal Aguas de la Vaca, se escogió al cuarzo como el polimorfo que controla la
cantidad de sílice disuelta, porque está en el rango de temperatura adecuado (Fournier, 1991;
D’Amore y Arnórsson, 2000). Esta elección se comprueba al comparar la temperatura estimada
mediante el geotermómetro de Fournier (1977), con la temperatura estimada usando el
geotermómetro de sílice de Verma y Santoyo (1997).
En las Aguas de la Vaca es importante considerar que la temperatura estimada mediante el
geotermómetro de sílice, a partir de un manantial caliente corresponde en el mejor de los casos, al
80% de la temperatura real por el efecto de la dilución (Ferguson et al., 2009). En las termas de
77
Manzanar y Malalcahuello el efecto de la dilución es despreciable, porque las aguas termales se
sacan de pozos que llegan al límite superior de los acuíferos (de acuerdo a geofísica disponible, MT
y TEM).
En las termas de Manzanar y Malalcahuello no se considera pérdida de vapor, porque la baja
temperatura no favorece la ebullición del fluido termal. En las Aguas de la Vaca se consideró
máxima pérdida de vapor, porque el fluido termal pierde vapor durante el ascenso y porque la
temperatura estimada en profundidad favorece la evaporación.
5.6.2 Geotermómetros de cationes
Los geotermómetros de cationes deben ser escogidos apropiadamente, porque la disolución de
rocas evaporíticas altera la temperatura estimada por estos geotermómetros. Para las muestras
agua de las fuentes termales, ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín, se
utilizarán los geotermómetros de cationes convencionales (Na/K, K/Mg y Na-K-Mg), porque de
acuerdo al marco geológico, los fluidos termales sólo circulan por rocas volcánicas.
5.6.2.1 Geotermómetro de Na/K
Las primeras observaciones de procesos de alteración hidrotermal en rocas, indican que la razón
Na/K (en el agua) disminuye al aumentar la temperatura (Ellis y Mahon, 1967), por lo que la razón
Na/K ha sido utilizada para elaborar numerosos geotermómetros.
La concentración de Na y K en las aguas termales, está controlada por el equilibrio entre albita de
baja y microclina a temperaturas superiores a 50°C. Debido a que la cinética de reacción a
temperaturas menores a 150°C es lenta, la composición de los fluidos termales muestra una
dispersión con respecto a las temperaturas esperadas entre los 100-150°C (Stefánsson y
Arnórsson, 2000).
Debido a las bajas temperaturas esperadas, para los reservorios ubicados bajo las termas de
Manzanar y Malalcahuello, utilizaremos geotermómetros de Na-K calibrados de manera empírica.
En esta memoria ocuparemos el geotermómetro de Na/K propuesto por Arnórsson et al. (1983b),
porque presenta buenas estimaciones para temperaturas incluso inferiores a 50°C. También
usaremos el geotermómetro propuesto por Díaz-González et al. (2008), porque utiliza una base de
datos numerosa y además entrega buenos resultados a bajas temperaturas.
Para la fuente termal Aguas de la Vaca, ocuparemos los geotermómetros de Na/K sólo para
estimar el equilibrio, porque esta agua termal está afectada por procesos de reequilibrio, lo que
hace bastante difícil que la temperatura estimada mediante los geotermómetros de cationes sea
acertada.
78
Las ecuaciones de los geotermómetros de Na-K son las siguientes:
B℃ = 9330,993 + log @D�8 A − 273,15 EFóF�� (1983G)
B℃ = 883log @D�8 A + 0,908 − 273,15 Hí�� − IJá��J (2008)
Los valores de las concentraciones Na y K están en mg/l.
Resultados
Los resultados de las temperaturas estimadas para el último equilibrio en profundidad, mediante
los geotermómetros de Na/K, en las termas ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río
Cautín se presentan en la tabla 5.4.
Tabla 5.4 Temperaturas estimadas para el último equilibrio en profundidad, en las termas ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín, mediante geotermómetros de Na/K.
Temperatura°C Descarga Na/K1 Na/K2
Aguas de la Vaca 57,3 258 256 Manzanar 1 52,3 96 88 Manzanar 2 48,3 91 84 Malalcahuello 1 44,2 116 109 Malalcahuello 2 42,8 107 100
1Arnórsson et al (1983b),
2Díaz-González et al. (2008).
Las temperaturas obtenidas para las Aguas de la Vaca sobreestiman la temperatura del último
equilibrio, de acuerdo al geotermómetro de sílice (tabla 5.3) y el equilibrio multimineral (como
veremos más adelante), por lo tanto para esta fuente termal existen procesos secundarios como
dilución, ebullición o reequilibrio que cambian la composición de las aguas antes de que lleguen a
la superficie.
Para las termas de Manzanar y Malalcahuello, se escogió la temperatura estimada mediante el
geotermómetro de Días-González et al. (2008), por su cercanía a las temperaturas estimadas
mediante el geotermómetro de sílice (tabla 5.3, 5.4) y por el buen coeficiente de correlación de
este geotermómetro (Díaz-González et al., 2008). Las temperaturas estimadas deben tomarse con
precaución, debido a que para temperaturas bajo los 160°C este geotermómetro tiende a
sobrestimar las temperaturas (Díaz-González et al., 2008).
Las temperaturas estimadas en las termas de Malalcahuello son superiores a las estimadas en las
termas de Manzanar, porque están más cerca del up flow del sistema geotermal (de acuerdo al
análisis de elementos conservativos).
79
5.6.2.2 Geotermómetro de K/Mg
La razón K/Mg puede ser utilizada como un geotermómetro eficaz, debido que al aumentar la
temperatura disminuye la concentración de Mg en el agua, porque el Mg se incorpora en los
minerales de alteración como la esméctita y clorita (D’Amore y Arnórsson, 2000). El
geotermómetro de K-Mg es bastante utilizado entre los 120-140 ˚C, porque a esas temperaturas
habitualmente no se alcanza el equilibrio entre los minerales involucrados en el geotermómetro
de Na/K (Nicholson, 1993).
El geotermómetro de K/Mg fue presentado por primera vez por Giggenbach et al., (1983b) y
posteriormente discutido en detalle por Giggenbach (1988), está basado en el equilibrio entre el
feldespato potásico, muscovita, clorita y cuarzo. En esta memoria compararemos los
geotermómetros de K-Mg propuestos por Giggenbach et al., (1983b) y Fournier (1991).
Las ecuaciones de los geotermómetros de K-Mg son las siguientes:
B(°�) = 441014 − log K 8%
L�M − 273,15 I����G��ℎ �� ��. (1983G)
B(°�) = 23307,35 − log K 8%
L�M − 273,15 � Olog O 8%L�P > 1,25P RSF��F (1991)
Los valores de las concentraciones K y Mg están en mg/l.
Resultados
Los resultados de las temperaturas estimadas mediante los geotermómetros de K/Mg, en las
termas ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín, se presentan en la (tabla
5.5).
Tabla 5.5 Temperaturas estimadas para el último equilibrio en profundidad, en las termas ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín, mediante geotermómetros de K/Mg.
Temperatura ˚C Descarga K/Mg1 K/Mg2
Aguas de la Vaca 57,3 40 47 Manzanar 1 52,3 40 49 Manzanar 2 48,3 40 49 Malalcahuello 1 44,2 40 49 Malalcahuello 2 42,8 40 49
1Giggenbach et al., (1983),
2Fournier (1991)
En esta memoria escogemos el geotermómetro de K/Mg propuesto por Fournier (1991), por su
mejor aproximación a las temperaturas estimadas mediante los geotermómetros de sílice y Na-K.
80
La temperatura estimada mediante este geotermómetro, no es confiable para las Aguas de la
Vaca, porque la que la razón K/Mg responde rápido al disminuir la temperatura, debido al
reequilibrio (D’Amore y Arnórsson, 2000).
Cuando las Aguas de la Vaca ascienden se enfrían (por lo que disminuye su pH), la disminución del
pH produce que las aguas termales se vuelvan sub-saturadas en los minerales primarios, esto
produce una lixiviación que aumenta la concentración de Mg y por lo tanto causa una baja en la
razón K2/Mg, dicho proceso subestima la temperatura en profundidad (D’Amore y Arnórsson,
2000).
Las temperaturas estimadas mediante este geotermómetro, en las termas de Manzanar y
Malalcahuello, deben tomarse con precaución, porque a la bajo los 125°C no se alcanza el
equilibrio para el K y Mg (Fournier, 1991).
5.6.2.3 Geotermómetro de Na-K-Mg
Debido a que tanto el geotermómetro de Na-K como el de K-Mg tienen ventajas y desventajas,
Giggenbach (1988) desarrolló una técnica que permite evaluar de manera simultánea los efectos
de la disolución de roca y el equilibrio final, mediante un sistema combinado de Na-K-Mg. Este
sistema elimina los inconvenientes que origina la evaluación por separado de cada uno de estos
subsistemas.
El sistema Na-K-Mg estima las temperaturas en sub-superficie, de acuerdo a las ecuaciones de
temperatura definidas por Giggenbach et al. (1983b).
La ecuación del geotermómetro de K-Na, propuesta por Giggenbach et al. (1983b) es:
B(°�) = 13901,75 + log @D�8 A − 273,15 (3.18)
La ecuación del geotermómetro de K-Mg, propuesta por Giggenbach et al. (1983b) es:
B(°�) = 441014 − log K 8%
L�M − 273,15 (3.19)
Los valores de las concentraciones K, Na y Mg están en mg/l.
Resultados del geotermómetro de Na-K-Mg
La evaluación visual del sistema Na-K-Mg (figura 5.11), permite determinar inmediatamente que
las fuentes termales de Manzanar y Malalcahuello tienen aguas parcialmente equilibradas,
mientras que las Aguas de la Vaca tienen aguas inmaduras.
81
Figura 5.11 Geotermómetro de Na-K-Mg para las termas ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín. Los campos de equilibrio fueron definidos por Giggenbach (1988).
Debido a que ninguna de las muestras de aguas se acerca a una temperatura de equilibrio, no
ocuparemos el geotermómetro de Na-K-Mg para estimar una temperatura específica y sólo lo
consideraremos para evaluar el equilibrio en los reservorios correspondientes.
Debido a que las aguas de las termas de Manzanar están más próximas al equilibrio, con respecto
a las aguas de las termas de Malalcahuello, se puede inferir que el tiempo de residencia de los
fluidos en el acuífero que alimenta a las termas de Manzanar es mayor que el tiempo de residencia
de los acuíferos que alimentan a las termas de Malalcahuello.
La evaluación visual del geotermómetro de Na-K-Mg (figura 5.11), indica que la composición del
agua termal en los Baños del Toro, es producto de la disolución de la roca.
5.7 Equilibrio multimineral
El equilibrio multimineral estima los minerales que están en equilibrio con el fluido geotermal a
diferentes temperaturas, de acuerdo a la composición de la muestra de agua recolectada en
superficie. Para determinar los minerales que están en equilibrio con el fluido analizado, se calcula
el grado de saturación de los posibles minerales que controlan la composición del agua. Esta
técnica fue propuesta por primera vez por Reed y Spycher (1984).
82
Identificando el rango de temperaturas, para el que las fases minerales están en equilibrio con el
fluido termal, se puede determinar 1) si el fluido geotermal está en equilibrio con la asociación
mineral de la roca huésped, 2) la probable asociación mineral en equilibrio con el fluido y 3) la
temperatura de equilibrio (Reed y Spycher, 1984; Tole et al., 1992). Los minerales que se
consideran en equilibrio con el fluido termal deben ser consistentes con los minerales que
habitualmente participan en la interacción agua-roca en los campos geotermales, de acuerdo a la
temperatura obtenida y el tipo de roca huésped (Tole et al., 1992).
Cuando se interpreta la composición de muestras tomadas en manantiales superficiales, los
principales factores que afectan al equilibrio multimineral son la mezcla con aguas meteóricas y
ebullición (Pang y Reed, 1998).
Desde que se planteó al equilibrio multimineral, como una técnica efectiva para estimar las
condiciones de equilibrio y temperatura de un reservorio geotermal (Reed y Spycher, 1984), se ha
utilizado con éxito en diferentes campos geotermales junto a los geotermómetros acuosos
convencionales (e. g. Xilai et al., 2002; Segovia et al., 2010).
Teoría
El estado de saturación para un mineral m en un fluido, se expresa en términos del índice de
saturación (IS), que corresponde a log(Q/K)m y se estiman de la siguiente manera:
�� KT8MU = �� V �-.U
WX,Y-
− ��8U (3.14)
En la expresión anterior, Q es el producto de actividades iónicas, K es la constante de equilibrio del
mineral m, ai,m es la actividad de la especie i y vi,m es el coeficiente estequiométrico de la especie i,
de la expresión del equilibrio de masa para el mineral m. Si el valor de log(Q/K)m es mayor que 0
indica sobresaturación (mineral precipita), si es menor que 0 indica subsaturación (mineral se
disuelve) y si es igual a 0 indica que el mineral esta en equilibrio con el fluido termal. Esta base
teórica fue extraída de (Reed y Spycher, 1984).
Resultados
El análisis de equilibrio multimineral, se realizó para las muestras de agua tomadas en las Aguas de
la Vaca, termas de Manzanar y termas de Malalcahuello. La muestra tomada en los Baños del Toro
fue excluida de este análisis, porque su composición está marcada por la intensa lixiviación de la
roca en superficie.
Los índices de saturación (IS) de cada mineral se obtuvieron utilizando el software WATCH, versión
2.3 (Arnórsson y Bjarnason, 1993). Los minerales utilizados en el análisis son los que posee la base
de datos del software WATCH. La iteración en el software se hizo entre los 20 y 200˚C cada 20˚,
para considerar las temperaturas medidas en terreno y las temperaturas de equilibrio esperadas
(de acuerdo a los geotermómetros de sílice y cationes). Con los resultados se graficó el índice de
83
saturación con respecto a la temperatura, para determinar la temperatura y condiciones de
equilibrio de un posible reservorio bajo las fuentes termales mencionadas.
Aguas de la Vaca
Para estimar el equilibrio agua-roca, con el equilibrio multimineral en las Aguas de la Vaca (figura
5.12), se consideró al cuarzo, calcedonia, albita de baja y microclina, porque son minerales que
participan en los geotermómetros de sílice y cationes (Fournier, 1977; Arnórsson y Stefánsson,
1998). También se incluyó a las montmorillonitas sódicas y potásicas, a pesar de que se alejan del
equilibrio parcial, porque entre los 85 y 95˚C parte del Na y K pueden ser incorporados en estos
minerales si la cinética de reacción lo permite (Giggenbach, 1988). Finalmente se incluyó la
laumontita, debido a que es una ceolita de moderada a baja temperatura que incorpora a parte
del Ca en su estructura en los sistemas geotermales (Giggenbach, 1988).
Figura 5.12 Gráfico de los índices de saturación v/s la temperatura, para los minerales en posible equilibrio con el agua termal de las Aguas de la Vaca.
Para la fuente termal Aguas de la Vaca se observa que no existe un equilibrio marcado (figura
5.12), debido a que los procesos de ebullición, dilución y reequilibrio afectan la composición de los
fluidos termales antes de llegar a la superficie, esto dispersa el equilibrio y disminuye la
temperatura de equilibrio (Reed y Spycher, 1982). El rango de temperatura para el último
equilibrio está entre 120 y 150˚C, este rango contiene la temperatura obtenida mediante el
geotermómetro de sílice, pero excluye a las temperaturas obtenidas mediante los
geotermómetros de cationes.
84
Termas de Manzanar y Malalcahuello
Para estimar el equilibrio agua-roca, con el equilibrio multimineral en las termas de Manzanar y
Malalcahuello (Figura 5.13, 5.14), se consideró al cuarzo, calcedonia, albita de baja y microclina,
porque participan en los geotermómetros de sílice y cationes (Fournier, 1977; Arnórsson y
Stefánsson, 1998). También se consideró la muscovita, por ser un producto habitual de la
alteración hidrotermal y la laumontita, debido a que es una ceolita de moderada a baja
temperatura que incorpora parte del Ca en los sistemas geotermales (Giggenbach, 1988).
Figura 5.13 Gráfico de los índices de saturación v/s la temperatura, para los minerales en posible equilibrio con el agua termal de las termas de Manzanar.
En las termas de Manzanar y Malalcahuello se alcanzan equilibrios bien marcados, a pesar de que
los equilibrios no incluyen los minerales que se ocupan en los geotermómetros típicos de cationes,
esto se debe a que los feldespatos alcalinos no alcanzan el equilibrio a las bajas temperaturas
85
(D’Amore y Arnórsson, 2000). Lo anterior muestra una ventaja importante del equilibrio
multimineral, sobre los geotermómetros convencionales (Reed y Spycher, 1984; Tole et al., 1992).
Para las muestras de las termas de Manzanar se observa un equilibrio marcado a los 60˚C (figura
5.13). La temperatura estimada mediante el equilibrio multimineral es 20˚ menor que la
temperatura estimada con el geotermómetro de sílice utilizando al cuarzo, por lo que la
solubilidad de la sílice debe estar controlada por cuarzo y calcedonia.
Figura 5.14 Gráfico de los índices de saturación v/s la temperatura, para los minerales en posible equilibrio con el agua termal de las termas de Malalcahuello.
Para la fuente termal Malalcahuello 1 el rango de temperaturas de equilibrio está entre 70 y 80˚C,
mientras que la muestra Malalcahuello 2 muestra un equilibrio marcado a 80˚C (figura 5.14). La
dispersión del equilibrio multimineral, de la muestra Malalcahuello 1 con respecto a la muestra
Malalcahuello 2, concuerda con la interpretación de los elementos conservativos, porque el
86
reservorio que abastece a Malalcahuello 1 no alcanza un equilibrio marcado, debido a la falta de
tiempo en la interacción agua-roca.
En las termas de Malalcahuello, la temperatura estimada con el equilibrio multimineral, es
consistente con la temperatura estimada mediante el geotermómetro de sílice, por lo que en las
termas de Malalcahuello el cuarzo controla la solubilidad de la sílice.
Interpretación del equilibrio multimineral en el sistema geotermal
La pérdida del equilibrio en las Aguas de la Vaca es resultado del reequilibrio, dilución y pérdida de
vapor que afecta a los fluidos termales, en el camino que une el reservorio geotermal y la
superficie. El equilibrio que se observa en las fuentes termales de Manzanar y Malalcahuello es
mucho más marcado, con respecto al que existe en las Aguas de la Vaca, a pesar de que estas
fuentes termales están más lejos del up flow del sistema geotermal, esto se debe a que bajo las
termas de Manzanar y Malalcahuello existen reservorios de los que se extrae agua mediante
pozos. Dichos reservorios permiten que los fluidos del out flow se equilibren con las rocas
correspondientes bajo las termas de Manzanar y Malalcahuello.
87
5.8 Rangos de temperatura y condiciones de equilibrio
En base a los geotermómetros convencionales (figura 5.15), el geotermómetro de Na-K-Mg (figura
3.11) y el equilibrio multimineral (figura 5.12, 5.13, 5.14), estimaremos temperaturas y
condiciones de equilibrio en los reservorios que abastecen a las termas incluidas en esta memoria.
Figura 5.15 Estimación de las temperaturas para el último equilibrio en sub-superficie mediante los geotermómetros convencionales, en las termas ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín.
Aguas de la Vaca
Los geotermómetros convencionales de cationes junto al geotermómetro de sílice, indican que las
Aguas de la vaca no provienen de un reservorio en equilibrio, por la diversidad de temperaturas
estimadas (figura 5.15). Sin embargo el equilibrio multimineral (figura 5.12) junto al
geotermómetro de sílice (tabla 5.3), indican que existe un último equilibrio antes de llegar a la
superficie, entre los 120 y 155 °C.
El último equilibrio que muestran el equilibrio multimineral y geotermómetro de sílice para esta
fuente termal, no corresponden a las condiciones del reservorio principal que abastece a las Aguas
de la Vaca, porque entre los 120-150°C se debería alcanzar el equilibrio en los geotermómetros de
Na/K (Stefánsson y Arnórsson, 2000) y K/Mg (Nicholson, 1993), cosa que no se observa.
88
El agua Cl-SO4 que emana en las Aguas de la Vaca, se vuelve ácida en condiciones superficiales
(Ellis y Mahon, 1977; Arnórsson et al., 2007). El pH ácido de estas aguas produce lixiviación de la
roca, lo que enmascara la composición de los fluidos termales en el reservorio, porque se
incorporan cationes al fluido termal (e. g. Ca y Mg) que alteran la composición del agua termal
recuperada en superficie, respecto del agua en el reservorio geotermal (figura 5.2).
Las temperaturas estimadas mediante los geotermómetros de cationes (Tablas 5.3, 5.4, 5.5), no
son representativas de la temperatura del reservorio principal que abastece a las Aguas de la Vaca
y por lo tanto sólo indican desequilibrio. La temperatura estimada mediante los geotermómetros
de sílice (144-155°C) y el rango de temperaturas estimadas con el equilibrio multimineral (120-
150°C), indican una temperatura de equilibrio, entre el reservorio principal que abastece a las
Aguas de la Vaca y la superficie. Esta temperatura entre los 120-155°C puede interpretarse como
la temperatura de un reservorio somero (en el que el tiempo de residencia de los fluidos termales
no es suficiente para alcanzar el equilibrio) o una temperatura intermedia durante el viaje de los
fluidos termales hasta la superficie.
Termas de Manzanar
El geotermómetro de Na-K-Mg (figura 5.11) y los geotermómetros convencionales de cationes y
sílice (figura 5.15), indican que las aguas termales de Manzanar provienen de un reservorio en
equilibrio parcial (cercano al equilibrio total). El equilibrio multimineral (figura 5.13) muestra un
equilibrio total a los 60°C.
Los geotermómetros de cationes convencionales y los geotermómetros de sílice, no alcanzan las
mismas temperaturas de equilibrio en esta terma, porque la baja temperatura del reservorio
impide alcanzar al equilibrio agua-roca (D’Amore y Arnórsson, 2000), además la falta de datos de
baja temperatura impiden realizar una buena calibración empírica de los geotermómetros, en
rangos bajos de temperatura (Días-González et al., 2008).
De acuerdo a estos resultados podemos concluir que el reservorio bajo las termas de Manzanar
(identificado mediante geofísica), se encuentra en equilibrio justo bajo las termas de Manzanar.
El equilibrio multimineral indica que la solubilidad de sílice en el reservorio, está controlada por la
calcedonia y no por cuarzo, por lo que la temperatura estimada mediante el geotermómetro de
Fournier (1977) (utilizando cuarzo), no debe ser incluido para interpretar la temperatura del
reservorio.
La temperatura del geotermómetro de K/Mg sólo indica proximidad al equilibrio (tabla 5.14), pero
no se puede ocupar como temperatura del reservorio, porque es igual o menor a la temperatura
registrada en superficie. La temperatura estimada por el equilibrio multimineral es 60°C, esta
temperatura estimada puede tener un error de 10-20°, con respecto a la temperatura del acuífero
(Tole et al., 1992). Las temperaturas estimadas mediante los geotermómetros de sílice (tabla 5.3) y
Na/K (tabla 5.4), muestran un rango de temperatura entre 82-88°C, que puede considerarse como
el límite superior de temperatura para el reservorio.
89
De acuerdo a los resultados, el reservorio bajo las termas de Manzanar está en equilibrio a una
temperatura entre los 60-82°C.
Termas de Malalcahuello
El geotermómetro de Na-K-Mg (figura 5.11) y los geotermómetros convencionales de cationes y
sílice (figura 5.15), indican que las aguas termales de Malalcahuello provienen de un reservorio en
equilibrio parcial. El equilibrio multimineral (figura 5.14) muestra un equilibrio parcial entre los 70-
80°C.
Al igual que en las termas de Manzanar, los geotermómetros de cationes convencionales y los
geotermómetros de sílice no alcanzan las mismas temperaturas, porque la baja temperatura del
reservorio impide alcanzar el equilibrio agua-roca (D’Amore y Arnórsson, 2000), además la falta de
datos de baja temperatura impiden realizar una buena calibración empírica de los
geotermómetros (Días-González et al., 2008).
El equilibrio multimineral (figura 5.14) muestra una ligera diferencia entre las condiciones de
equilibrio para las 2 muestras recolectadas en las termas de Malalcahuello. Lo anterior sumado a
los elementos conservativos (figura 5.6), indican que los pozos que alimentan a las termas, sacan
aguas de acuíferos diferentes o de un acuífero heterogéneo.
El equilibrio multimineral indica que la solubilidad de sílice en el reservorio está controlada por el
cuarzo, por lo que se puede considerar la temperatura estimada con el geotermómetro de
Fournier (1977) (ocupando al cuarzo), para estimar la temperatura del reservorio.
La temperatura de K/Mg sólo indica proximidad al equilibrio (figura 5.15), pero no se puede
ocupar como temperatura del reservorio, porque es muy similar a la temperatura registrada en
superficie. El equilibrio multimineral indica que la temperatura del o los reservorio(s) que
alimenta(n) a las termas de Malalcahuello está(n) entre 70-80°C (figura 5.14). Los geotermómetros
de sílice (tabla 5.3) indican un rango de temperatura similar (75-80°C). El geotermómetro de Na-K
entrega una temperatura superior al resto de los geotermómetros (figura 5.15) entre 100-109°C,
por lo que este último rango de temperatura se interpreta como el límite superior de temperatura
del o los reservorio(s), bajo las termas de Malalcahuello.
Los resultados anteriores indican que bajo las termas de Malalcahuello, el o los reservorio(s)
está(n) en equilibrio parcial a una temperatura entre los 70-100°C.
5.9 Síntesis de la geoquímica de aguas
Los aniones principales y elementos conservativos, indican que todas las termas consideradas en
esta memoria pueden ser incluidas en ell mismo sistema geotermal.
Las Aguas de la Vaca son la terma más cercana al up flow del sistema geotermal y las termas de
Manzanar y Malalcahuello, se ubican en la zona de out flow. Los Baños del Toro son la zona de
90
agua vapor calentadas, que de acuerdo a los modelos de sistemas geotermales (agua dominado,
alojados en volcanes), están justo sobre el up flow.
La evolución de los aniones en las aguas termales, está marcada por la acción de 2 buffers de pH:
1) HSO4/SO4 y 2) CO2/HCO3, por lo que las aguas del out flow son SO4-HCO3.
Las Aguas de la Vaca sufren un proceso de reequilibrio, durante el ascenso de los fluidos a la
superficie. La temperatura de equilibrio estimada para el reservorio que abastece a las Aguas de la
Vaca es de 120-155°C y se interpreta como la temperatura mínima del reservorio principal o la
temperatura de equilibrio de un reservorio intermedio (en el que el tiempo de residencia de los
fluidos termales no es suficiente para alcanzar el equilibrio).
Las termas de Manzanar están sobre un acuífero en equilibrio. La temperatura de equilibrio,
estimada para el reservorio que abastece a las termas de Manzanar está entre los 60-82°C.
El agua de las termas de Malalcahuello, se extrae de 2 acuíferos diferentes o un acuífero
heterogéneo (según los elementos conservativos). La temperatura de equilibrio, estimada para el
reservorio que abastece a las termas de Malalcahuello está entre los 70-100°C.
Los isótopos estables en agua (D y O18), indican que la recarga de aguas del sistema geotermal es
meteórica. El proceso de ebullición en los Baños del Toro no es notorio, porque el terreno impide
la formación de manantiales de agua hirviendo, que favorecerían la evaporación.
91
Capítulo 6 Geoquímica de gases
Al igual que la geoquímica de aguas, la geoquímica de gases permite conocer las condiciones
físico-químicas de un posible reservorio geotermal. En este trabajo se tomaron muestras de gas en
las fuentes termales cercanas al volcán Sierra Nevada, con la intensión de conocer las condiciones
de un posible reservorio ubicado en el flanco occidental de dicho volcán.
En los gases geotermales el componente más abundante es H2O, seguido del CO2 y el H2S. Otras
especies gaseosas importantes son: N2, H2, CH4, CO, NH3, Ar y He (Marini, 2000). En este trabajo no
consideraremos los gases ácidos fuertes (i. e. SO2, HCl y HF), porque están prácticamente ausentes
en los fluidos geotermales (Giggenbach, 1980).
6.1 Antecedentes de geoquímica de gases
En el año 2006 BGR, Geotermia del Pacífico y la fundación Chille, llevaron a cabo una exploración
geotérmica en el volcán Sierra Nevada, con la intensión de fomentar el uso de la energía
geotérmica en Chile (Muñoz, 2007). Esta exploración contempló el análisis de una muestra de gas
tomada en los Baños del Toro, que mostró la existencia de un reservorio en equilibrio a uan
temperatura de 220°C, bajo los Baños del Toro (Geotermómetro de CO2/Ar-H2/Ar) (figura 6.1).
Figura 6.1 Geotermómetro de CO2/Ar-H2/Ar aplicado a la muestra de gas tomada en los Baños del Toro (antecedentes). Abreviación ET=El Toro. Figura extraída de (Muñoz, 2007).
6.2 Recolección de muestra y métodos analíticos
Se recolectaron 2 muestras de gas en la misma campaña de terreno utilizada para recolectar las
muestras de agua (entre el 16 y 19 de abril). Se recolectó una muestra de gas en los Baños del
92
Toro, en un manantial de agua vapor calentada y se recolectó una muestra de gas en las Aguas de
la Vaca, en un estanque que recibe los fluidos termales.
6.2.2 Recolección de muestra
Para recolectar las muestras de gas se siguió el procedimiento propuesto por Giggenbach y Goguel
(1989), para tomar muestras de gas en manantiales de agua burbujeantes.
En el muestreo de gas se utilizaron botellas de vidrio de 395 ml equipadas con válvulas Rotaflo.
Antes de recolectar las muestras, a las botellas se les agregó 100 ml de NaOH (6N) para absorber
los gases ácidos (CO2 y H2S en los gases geotermales, además de SO2, HCl y Hf en los gases
volcánicos) y 15 ml de ClCd2 (1N) para prevenir la oxidación del H2S. Las botellas fueron evacuadas
inmediatamente después de agregar las soluciones mencionadas.
Los gases ácidos son absorbidos de acuerdo a las siguientes reacciones (Marini, 2000):
CO2(g)+2OH-=CO32-+H2O (6.1)
H2S(g)+OH-=HS-+ H2O (6.2)
HS-→H++S2-
4SO2(g)+7OH-=3SO42-+HS-+3H2O (6.3)
HCl(g)+ OH-=Cl-+ H2O (6.4)
HF(g)+OH-=F-+ H2O (6.5)
El procedimiento convencional propuesto por Giggenbach (1987), sólo utiliza el NaOH para atrapar
los gases ácidos. El ClCd2 es un compuesto que reacciona rápidamente evitando la oxidación del
H2S. La oxidación del H2S disminuye el contenido de O2 en la muestra.
El ión S2- derivado de la disociación de HS- (segunda ecuación en la reacción 6.2), se enlaza con el
ión Cd2+ (proveniente de la disociación de CdCl2), para formar CdS. El CdS es una sal amarilla
insoluble en NaOH, que precipita en la botella durante el muestreo. Las especies oxidadas de
azufre, incluyendo el azufre nativo o los iones sulfato (derivado de la reacción 6.3) y sulfito, no se
enlazan con el ión Cd2+, lo que permite discriminar entre SO2 y H2S.
Los gases no condensables tales como H2, CH4, N2, O2, Ar, He y CO, ingresan a la botella y son
retenidos en el espacio sobre la solución de soda cáustica.
6.2.3 Métodos analíticos
En el laboratorio las botellas fueron pesadas antes y después de recolectar la muestra, para
determinar la cantidad de gas recolectado.
93
Los análisis químicos de las muestras de gas, fueron hechos en el Wairakei Analytical Labotatory,
Nueva Zelandia.
Primero se midieron los gases no absorbidos por la solución alcalina, para evitar cualquier tipo de
contaminación con el aire y después se midieron los gases absorbidos.
Los gases no absorbidos se midieron mediante cromatografía gaseosa, de acuerdo al
procedimiento propuesto por Giggenbach y Goguel (1989). El contenido de He, H2, O2, N2 y Ar se
determinó utilizando un detector de conductividad térmica, mientras que el contenido de CH4 se
determinó utilizando un detector de ionización de flama.
El contenido de CO2 y H2S se determinó utilizando técnicas acuosas, de acuerdo al procedimiento
propuesto en (APHA 4110-B 20th).
6.3 Resultados
El Wairakei Analytical Labotatory, entrega los resultados de las concentraciones de gases en
mmol/100 moles de H2O, por lo que fue necesario convertir dichas concentraciones a mmol/mol
de gas seco libre de vapor de H2O. Lo anterior tiene por objetivo estandarizar la presentación de
los resultados, para aplicar las técnicas de geoquímica de gases.
La tabla 6.1 muestra la concentración de gases, para las muestras recolectadas en los Baños del
Toro y las Aguas de la Vaca.
Muestra Código
UTM Gas total en vapor de agua
CO2 H2S He H2 Ar O2 N2 CH4
N E (mmol/mol) vapor de agua
(mmol/mol) gas seco
Baños del Toro BTRO 5727164 272122 9,994 727 55,0 0,013 6,704 1,701 29,02 180,1 <0,005
Aguas de la Vaca AVAK 5726641 271116 10,002 136 13,5 0,025 0,420 9,298 59,99 780,8 <0,005
Tabla 6.1 Análisis químicos de gases, para los Baños del Toro y las Aguas de la Vaca. Proyección UTM 19S. Elipsoide WGS84.
6.4 Elementos conservativos
En la interpretación de los gases termales, al igual que en las aguas termales, es conveniente hacer
una evaluación inicial de los elementos menos reactivos (trazadores), para conocer el origen de los
componentes de los fluidos termales y conocer procesos secundarios que puedan interferir en la
composición de los gases.
Contenido relativo de N2, He y Ar
Los componentes conservativos que permiten hacer una clasificación inicial de los gases termales
son: N2, Ar y He. El Ar y He son gases nobles y por lo tanto químicamente inertes. A pesar de que el
N2 participa en reacciones (e. g. formación de NH3), es la especie predominante de nitrógeno en
los gases geotermales (Giggenbach, 1991a).
94
Basado en un gran número de análisis en distintos contextos geológicos, Giggenbach y Goguel
(1989) construyeron un diagrama triangular, con N2, He y Ar, en el que se definen 3 fuentes
principales para el origen de los gases geotermales: meteórico, magmático y cortical.
La figura 6.2 muestra la clasificación de las muestras de gas consideradas en esta memoria de
acuerdo a Giggenbach y Goguel (1989).
Figura 6.2 Contenido relativo de N2, He y Ar para los gases los Baños del Toro y las Aguas de la Vaca. Los diferentes campos dentro del diagrama fueron definidos por Giggenbach y Goguel (1989).
Para la muestra de gas recolectada en las Aguas de la Vaca, se observa una evidente
contaminación por aire (figura 6.2). Lo anterior se ratifica por el elevado contenido de O2 (tabla
6.1) y porque la razón N2/Ar en las Aguas de la Vaca, corresponde a la razón esperada para el aire
(N2/Ar =84) Giggenbach (1991a).
Para la muestra de gas tomada en los Baños del Toro, se observa una tendencia hacia el
componente magmático, con una razón N2/Ar =106. El contenido relativo de N2, Ar y He, en la
muestra de gas tomada en los Baños del Toro, es cercano a la composición del aire (figura 6.2), lo
95
que puede indicar contaminación, pero el contenido de O2 es significativamente inferior con
respecto a la muestra de gas tomada en las Aguas de la Vaca (tabla 6.1).
De acuerdo al contenido de N2, Ar y He, sólo es correcto aplicar las herramientas de geoquímica de
gases a la muestra de gas recolectada en los baños del Toro.
6.5 Geotermómetros gaseosos
Muchas de las técnicas que evalúan la temperatura del equilibrio en profundidad, utilizando
muestras de gas, involucran 4 o más componentes. El elevado número de componentes utilizados
en los geotermómetros gaseosos aumenta la incertidumbre, porque se debe asumir que la
proporción de todos los componentes es la misma que la que había en el equilibrio profundo.
Geotermómetros de H2-Ar y CO2-Ar
Geotermómetro de N2-Ar
El H2 muestra una rápida variación en su concentración absoluta al variar la temperatura y las
condiciones redox (Giggenbach, 1987). El H2 también tiene una buena correlación con la
temperatura de acuerdo a los datos de pozos (Giggenbach, 1980). El Ar es un buen componente
para normalizar el contenido de H2, si se considera que es casi exclusivamente aportando por la
atmosfera (Giggenbach 1991a).
Asumiendo que los gases se equilibran en la fase líquida, Giggenbach y Goguel (1989) propusieron
el siguiente geotermómetro basado la concentración de H2 y Ar:
�9Z5[\ = 70 × (2,5 + ]9[) (6.6)
La temperatura estimada está en °C y LHA=log( XH2/XAr).
Debido a que el H2 y el Ar tienen una solubilidad baja y parecida, su puede asumir que salen
rápidamente del fluido profundo en equilibrio y que llegan a la superficie en proporciones
representativas del equilibrio en profundidad.
Geotermómetro de CO2-Ar
Asumiendo que la proporción de CO2 en la fase gaseosa está controlada por la presión parcial de
CO2 y H2O, Giggenbach y Goguel (1989) propusieron un geotermómetro basado en el contenido de
CO2 normalizado con Ar:
]^[ = 0,027 × � − 7,53 + 2048(� + 273) (6.7)
La temperatura estimada está en °C y LCA=log( XCO2/XAr).
96
Debido a que el CO2 se reequilibra más rápido que el H2, por procesos secundarios, es probable
que este último geotermómetro (ecuación 6.7) se aleje del equilibrio más rápido que el
geotermómetro gaseoso de N2-Ar, durante el ascenso de los fluidos termales.
Resultados
Los resultados de las temperaturas estimadas para el equilibrio en profundidad, mediante los
geotermómetros de H2/Ar y CO2/Ar, en las los Baños del Toro y las Aguas de la Vaca, se presentan
en la (tabla 6.2).
Tabla 6.2 Temperaturas estimadas para el equilibrio profundo, para los Baños del Toro y las Aguas de la Vaca, mediante geotermómetros de H2/Ar y CO2/Ar.
Temperatura°C Descarga H2/Ar1 CO2/Ar 1
Baños del Toro 88,5 216,7 215,4
Aguas de la Vaca 57,3 80,8 130,9 1Giggenbach y Goguel, (1989).
La similitud de las temperaturas estimadas mediante los geotermómetros de H2/Ar y CO2/Ar, para
el equilibrio en profundidad en los Baños del Toro, indican que los gases que llegan hasta la
superficie, provienen de un reservorio en equilibrio a una temperatura de 215,4-216,7°C (tabla
6.2).
La diferencia en las temperaturas estimadas mediante los geotermómetros de H2/Ar y CO2/Ar,
para el equilibrio en profundidad en las Aguas de la Vaca, confirman la contaminación por aire en
esta fuente termal (tabla 6.2).
Geotermómetro de H2/Ar - CO2/Ar
Siguiendo el mismo principio utilizado para producir el geotermómetro acuoso de Na-K-Mg,
Giggenbach y Goguel (1989) propusieron un geotermómetro que combina los geotermómetros de
H2/Ar y CO2/Ar, lo que permite evaluar de manera visual la temperatura y las condiciones de
equilibrio en el reservorio.
El geotermómetro de H2/Ar - CO2/Ar, aplicado a las muestras de gas de los Baños del Toro y las
Aguas de la Vaca (figura 6.3), indica que los gases que llegan a la superficie en los Baños del Toro,
provienen de un acuífero profundo equilibrado a una temperatura de 216°C. Los gases del acuífero
ubicado bajo los Baños del Toro, se equilibran en la fase líquida.
97
Figura 6.3 Geotermómetro de CO2/Ar-H2/Ar, aplicado a las muestras de gas tomada en los Baños del Toro y las Aguas de la Vaca. Los diferentes campos dentro del diagrama fueron definidos por Giggenbach y Goguel (1989).
6.6 Síntesis de la geoquímica de gases
La composición de los gases que llegan a la superficie en los Baños del Toro, indican que bajo esta
fuente termal existe un acuífero en equilibrio a una temperatura de 215,4-216,7°C (tabla 6.2). De
acuerdo a la geología y la geoquímica de aguas, este acuífero ubicado bajo los Baños del Toro, es
el que abastece de fluidos termales a todo el sistema geotermal ubicado entre el volcán Sierra
Nevada y el valle del río Cautín.
Los elementos conservativos indican que los fluidos termales de los baños del Toro tienen un
componente magmático y una posible contaminación por aire. La posible contaminación por aire,
no es suficiente para borrar los rasgos del acuífero ubicado bajo los Baños del Toro, por lo que los
gases se encuentran en proporciones representativas del equilibrio en profundidad (figura 6.3).
La similitud en las temperaturas estimadas en este trabajo, con respecto a los antecedentes
disponibles (Muñoz, 2007), permiten corroborar los resultados obtenidos en este trabajo.
En las Aguas de la Vaca existe una evidente contaminación por aire, que borra las características
del equilibrio en profundidad.
98
Capítulo 7 Modelo integrado
Las fuentes termales ubicadas entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín (incluidas en
este trabajo), forman parte de un mismo sistema geotermal (figura 7.1). Cada una de las termas
representa un estado diferente en la evolución de los fluidos, desde el up flow hasta el out flow del
sistema geotermal líquido dominante.
99
Figura 7.1 Sistema geotermal ubicado entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín. Vista en planta de la ubicación de los acuíferos y la dirección del flujo de los fluidos dentro del sistema geotermal.
7.1 Aspectos generales
El volcán Sierra Nevada es la principal fuente de calor del sistema geotermal. Esto se fundamenta
en la distribución de las termas con respecto al volcán (figura 7.1) y a la composición química de
las aguas termales.
100
El gran tamaño del volcán Sierra Nevada y su antigüedad, con respecto a los volcanes cercanos (e.
g. Lonquimay, que aún se encuentra en la fase de construcción), indican que es capaz de producir
un gradiente termal elevado y estable que aporta el calor al sistema geotermal.
La geología disponible (Suárez y Emparan, 1997; Bertín, 2010) indica que existen 2 unidades que
contienen los acuíferos del sistema geotermal: 1) La Formación Malleco y 2) Rocas de la secuencia
volcano-sedimentaria del pleistoceno medio (Plms), depositada sobre el Grupo Plutónico
Melipeuco y cubierta por las rocas del Conjunto de volcanes de la Cordillera principal. De las 2
secuencias mencionadas, la 2° debería tener a la mayoría de los acuíferos del sistema geotermal
(figura 7.2).
La cuenca de intra-arco, ubicada entre el sur del volcán Sierra Nevada y el norte del volcán
Lonquimay (Bertín, 2010), contiene todas las termas del sistema geotermal estudiado en este
trabajo (figura 7.2). Las estructuras asociadas a la formación de esta cuenca, favorecen el flujo de
fluidos dentro del sistema geotermal.
El Grupo Plutónico Melipeuco es una barrera impermeable para los fluidos del sistema geotermal,
por lo que condiciona el flujo lateral de fluidos y sirve de límite inferior impermeable que favorece
el flujo lateral de los fluidos (figura 7.2).
La composición isotópica de las agua termales, indica que la recarga del sistema geotermal es
meteórica.
7.2 Dirección del flujo de los fluidos termales
La composición química de las aguas termales, indica que el up flow del sistema geotermal está en
las cercanías del volcán Sierra Nevada (bajo los Baños del Toro). Los fluidos termales una vez que
salen de la zona de up flow migran hacia el norte, llegando hasta el valle del río Cautín. Cuando
desaparece el Grupo plutónico Melipeuco, los fluidos comienzan a migrar hacia el noroeste para
acumularse en un acuífero bajo las termas de Manzanar (figura 7.1, 7.2).
La evolución de las aguas termales está dominada por la acción de 2 buffers de pH: 1) HSO4/SO4 y
2) CO2/HCO3, por lo que las aguas del out flow son SO4-HCO3.
Los elementos conservativos de las aguas termales, cambian sólo en los acuíferos ubicados bajo
los Baños del Toro, bajo las termas de Manzanar y bajo las termas de Malalcahuello. Los
elementos conservativos no sufren cambios significativos (salvo el Li), en el trayecto que une el up
flow del sistema geotermal con los acuíferos ubicados bajo las termas de Manzanar y
Malalcahuello.
101
102
Figura 7.2 Perfiles esquemáticos del sistema geotermal ubicado entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín. Se muestra la ubicación de los acuíferos y la dirección del flujo de los fluidos del sistema geotermal.
7.3 Acuíferos del sistema geotermal
En el flanco noroeste del volcán Sierra Nevada (bajo los Baños del Toro), existe un acuífero sin
dimensiones conocidas que abastece de fluidos termales a todo el sistema geotermal considerado
en este trabajo. La composición química de los gases de los Baños del Toro, indican que este
acuífero tiene un aporte de masa magmática y está en equilibrio a una temperatura entre los
215,4-216,7°C.
En las Aguas de la Vaca la composición química de las aguas termales, indica que esta fuente
termal es un out flow cercano al up flow. Desde el up flow hasta las Aguas de la Vaca, los fluidos
termales han sufrido procesos de dilución, ebullición y reequilibrio. La temperatura en
profundidad para esta terma, estimada mediante el geotermómetro de sílice y el equilibrio
multimineral, está entre los 120-155°C y puede interpretarse como la temperatura de un
reservorio intermedio (en el que el tiempo de residencia de los fluidos termales no es suficiente
para alcanzar el equilibrio) o una temperatura intermedia durante el viaje de los fluidos termales
hasta la superficie.
La geofísica disponible (MT y TEM), indica que bajo las termas de Manzanar existe un acuífero a
una profundidad de 80-120 m, con un espesor de 100 m, que comienza 2 km al oeste de las
termas de Manzanar y que se extiende 5 km al ESE de estas termas. La composición química de las
aguas termales, indica que este acuífero se ubica en el out flow del sistema geotermal y está en
equilibrio a una temperatura entre los 60-82°C.
103
La geofísica disponible (MT y TEM), indica que bajo las termas de Malalcahuello existen acuíferos
pequeños a una profundidad de 100 m, con un espesor de 100 metros y con diámetro horizontal
de 1-2 km. La composición química de las aguas termales, indica que estos acuíferos se ubican en
el out flow del sistema geotermal y están en equilibrio parcial a una temperatura entre los 70-
100°C.
104
Conclusiones
De acuerdo a la geología y los antecedentes de geofísica (MT y TEM).
− El volcán Sierra Nevada es un volcán grande y maduro, capaz de producir un gradiente
geotermal estable y suficiente para calentar al o los acuífero(s) del sistema geotermal
ubicado entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín.
− Entre el norte del volcán Lonquimay y el sur del volcán Sierra Nevada existe una cuenca de
intra-arco, rellena con sedimentos volcano-clásticos y cubierta por rocas del Conjunto de
volcanes de la Cordillera vrincipal, que contiene la mayoría de los acuíferos del sistema
geotermal.
− Las estructuras asociadas a la cuenca de intra-arco, que contiene a las fuentes termales del
área de estudio, ayudan al flujo de fluidos dentro del sistema geotermal.
− El Grupo Plutónico Melipeuco constituye una barrea impermeable, que condiciona el flujo
lateral y sirve de límite inferior para los fluidos del sistema geotermal.
− Bajo las termas de Manzanar existe un acuífero a una profundidad de 80-120 m, con un
espesor de 100 m, que comienza 2 km al oeste de las termas de Manzanar y que se
extiende 5 km al ESE de estas termas.
− Bajo las termas de Malalcahuello existen acuíferos pequeños a una profundidad de 100 m,
con un espesor de 100 metros y con diámetro horizontal de 1-2 km.
De acuerdo a la composición química e isotópica de las aguas termales, del sistema geotermal
ubicado entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín:
− Todas las termas incluidas en este trabajo pueden ser incluidas en el mismo sistema
geotermal.
− El sistema geotermal tiene sólo un up flow, ubicado en el flanco noroccidental del volcán
Sierra Nevada (bajo los Baños del Toro).
− La recarga del sistema geotermal es por aguas meteóricas.
− La evolución de los aniones principales está marcada por la acción de 2 buffers de pH: 1)
HSO4/SO4 y 2) CO2/HCO3, por lo que las aguas del out flow son SO4-HCO3.
− Las Aguas de la Vaca son un out flow cercano al up flow del sistema geotermal, mientras
que las termas de Manzanar y Malalcahuello representan el out flow del sistema del
sistema geotermal.
− Las aguas termales cambian su composisción relativa de Cl y B, en los acuíferos ubicados
bajo los Baños del Toro, bajo las termas de Manzanar y bajo las termas de Malalcahuello.
− El Li es un elemento conservativo, que aumenta su contenido relativo en el trayecto desde
el up flow del sistema geotermal hasta los acuíferos ubicados bajo las termas de Manzanar
y Malalcahuello.
− La temperatura estimada mediante el geotermómetro de sílice y el equilibrio multimineral
en las Aguas de la Vaca (120-155°C), corresponde a la temperatura de de un reservorio
intermedio (en el que el tiempo de residencia de los fluidos termales no es suficiente para
105
alcanzar el equilibrio) o una temperatura intermedia durante el viaje de los fluidos
termales hasta la superficie.
− Bajo las termas de Malalcahuello existen 2 acuíferos o un acuífero heterogeneo, en
equilibrio parcial a una temperatura entre los 70-100°C.
− El acuífero ubicado bajo las termas de Manzanar está en equilibrio a una temperatura
entre los 60-82°C.
De acuerdo a la composición química de la muestra de gas tomada en los Baños del Toro:
− Existe un acuífero bajo los Baños del Toro, de dimisiones desconocidas, en equilibrio a una
temperatura de 215,4-216,7°C.
106
Discusiones y recomendaciones
− La cuenca ubicada entre el norte del volcán Lonquimay y el sur del volcán Sierra Nevada,
puede tener un relleno mixto compuesto por rocas volcano-sedimentarias y rocas
volcánicas. En este caso el espesor del relleno de la cuenca cambiaria de acuerdo a la
densidad del relleno propuesto.
− El sistema de horst y graben interpretados por Bertín (2010), podrían corresponder a
zonas de falla. Esto modificaría la forma propuesta para la superficie del Grupo Plutónico
Melipeuco, pero no excluye la existencia de una cuenca de intra-arco
− la superficie del Grupo Plutónico Melipeuco puede ser más parecida a un paleo-relieve
afectado por glaciaciones y no ser tan recta como la interpreta Bertín (2010).
− No se indagó en lo que sucede al este ni al sur del volcán Sierra Nevada, porque la
prescencia de rocas intrusicas del Batolito Nor Patagónico evitarían el flujo de fluidos del
sistema geotermal.
− Aunque existen antecedentes de estudios de resistividad eléctrica en el área de estudio
(MT y TEM), la información no es suficiente para poder interpretar todo lo que ocurre
entre el volcán Sierra Nevada y el valle del río Cautín
− El origen del sulfato en las aguas de las termas incluidas en esta memoria puede ser
controversial, por lo que se recomiendan análisis de isótopos de S en SO4, para poder
asegurar el origen del sulfato en las aguas termales.
− El análisis de otras fuentes termales ubicadas al oeste de las Aguas de la Vaca (e. g. Celis y
Caromi), podrían complementar la interpretación del sistema geotermal.
− Es necesario usar herramientas de geofísica, para poder determinar las dimensiones del
acuífero que se encuentra bajo los Baños del Toro.
107
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