T-7 Recursos Hídricos

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Análisis Preliminar de la Composición Isotópica Oxí geno 18 – Deuterio de las Aguas de la Cuenca del Río Cop iapó, Región de Atacama: una Contribución al Conocimiento del Sistema Hidrogeológico Rosa Troncoso*, Ricardo Castro, María Eliana Lorca, Carolina Espinoza, Yasna Pérez Servicio Nacional de Geología y Minería (SERNAGEOMIN), Avenida Santa María 0104, Providencia, Santiago, Chile. * E-mail: rotroncoso@sernageomin.cl Resumen. La cuenca del río Copiapó se ubica en la Región de Atacama y está caracterizada por un clima desértico, lo que sumado a la sequía actual y sobreexplotación del acuífero, ha generado conflictos por el uso del agua y problemas de gestión. Para comprender el funcionamiento del sistema hidrogeológico se han utilizado, entre otras herramientas, isótopos de 18O–deuterio. Se muestrearon precipitaciones en invierno y verano para definir la línea meteórica local. Los valores de �δ18O y δD de las precipitaciones de invierno dependen de la altitud y difieren de las lluvias de verano, que se encuentran enriquecidas en isótopos pesados. Las aguas superficiales y subterráneas se localizan sobre una línea de evaporación, a partir de un agua ligera. No se observa en las aguas subterráneas el enriquecimiento en isótopos pesados que presentan las lluvias de verano en la parte alta de la cuenca y las de invierno de la parte baja. Lo anterior es indicativo de que la mayor parte de la recarga de las aguas subterráneas se produce a partir de las precipitaciones caídas durante el invierno en la parte más alta de la cuenca y del agua superficial producto de estas mismas precipitaciones. Palabras Claves: isótopos estables, hidrogeología, Copiapó 1 Introducción La cuenca del río Copiapó, se ubica en la Región de Atacama y se extiende entre los paralelos 26°38’ y 28°38’ LS, abarcando una superficie total de 18.400 km2 aprox. El río Copiapó se forma por la confluencia de los ríos Pulido y Jorquera, en el sector de La Junta a 1.230 m.s.n.m., recibiendo aguas abajo el reducido aporte del río Manflas. Prácticamente, estos son los únicos ríos que aportan caudales superficiales a la cuenca. El río de mayor aporte es el Pulido, pese a que su cuenca es aproximadamente la mitad que la del Jorquera. Esto se debe a la existencia de los glaciares Del Potro y Montosa en las cabeceras de dos de sus subafluentes. La delicada situación de las aguas superficiales, inherente a una zona desértica, está acentuada por una sequía que se ha extendido por una década y por la sobreexplotación del

acuífero. Esto hace que el escenario hídrico sea complejo y con una fuerte competencia por el uso del agua, lo que ha motivado la realización de numerosos estudios a fin de comprender el sistema de flujo subterráneo y proporcionar herramientas que permitan una mejor gestión. 2 Metodología En junio de 2008 se instalaron 10 muestreadores de precipitación, graduados y con sello de vaselina, a diferentes altitudes: 4 en los afluentes principales, 4 a lo largo del valle de río Copiapó propiamente tal y dos en la quebrada Paipote. Posteriormente, en octubre de 2008, se instalaron 2 muestreadores adicionales en el sector de las cabeceras de la cuenca: uno en Mina Refugio (río Jorquera) y uno en Mina La Coipa (quebrada Paipote). Se realizaron 4 campañas de muestreo de lluvia en: septiembre de 2008 (8 muestras), abril de 2009 (4 muestras), septiembre de 2009 (10 muestras) y abril de 2010 (1 muestra); destinadas a colectar muestras compuestas representativas de todo el periodo de invierno y verano, respectivamente. Por otra parte, para realizar análisis isotópicos 18O – deuterio, se recolectaron entre los años 2008 y 2010 un total de 108 muestras de pozos y norias, 10 muestras de vertientes, 4 muestras de labores mineras, 18 muestras de agua superficial (verano 2010) y 1 muestra del efluente de la depuradora de aguas servidas de la ciudad de Copiapó. Estas muestras fueron analizadas en el Laboratorio de Isótopos Ambientales de la CCHEN. Los análisis químicos de iones mayoritarios y elementos traza fueron realizados en el Laboratorio de SERNAGEOMIN. 3 Resultados 3.1 Composición isotópica de las

precipitaciones Los valores de δ18O se encuentran entre -17,63 y -2,13 ‰ y los valores de δD entre -136,3 y -6,0 ‰. Los valores de

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δD y δ18O de todas las muestras de precipitación representativas del invierno de 2008, verano de 2009, invierno de 2009 y verano de 2010, presentan una buena correlación en el diagrama de la figura 1, lo que permite calcular una línea meteórica local (LML) por interpolación lineal mediante mínimos cuadrados: δD=8,1 δ18O+13,5, con un coeficiente R2=0,98. Esta recta es paralela y se encuentra ligeramente sobre la línea meteórica mundial (Craig, 1961) y aunque es similar a otras líneas meteóricas calculadas para el norte de Chile (Fritz et al., 1981; Aravena et al., 1999; Herrera et al., 2006), presenta una pendiente levemente distinta y muy aproximada a la determinada por Gonfiantini et al. (2001) para la parte oriental del altiplano.

Figura 1. Composición isotópica de las precipitaciones, agua superficial y agua subterránea de la cuenca del río Copiapó. Se indican la línea meteórica mundial, local y de evaporación. En general, los valores de δ18O y δD no presentan una correlación clara con la cantidad de precipitación caída. Sin embargo, Los valores de δ18O y δD de las precipitaciones de los dos inviernos muestreados presentan buena correlación con la altitud, con una variación de -0,37 ‰ y -0,38 ‰ cada 100 m (valores no ponderados), para el invierno de 2008 y 2009, respectivamente. Por otra parte, a diferencia de lo observado por otros autores en el altiplano de las regiones de Arica-Parinacota y Tarapacá (Herrera et al. 2006), las lluvias de verano en la parte alta de la cuenca del río Copiapó (sobre 1.800 m s.n.m.) son más pesadas que las lluvias de invierno en las mismas estaciones. Dos hipótesis para explicar esta situación son: las mayores temperaturas observadas en esta zona en el verano en relación al invierno, lo que generaría una precipitación relativamente enriquecida en isótopos pesados (efecto de temperatura; Dasngaard, 1964, in Mazor, 2004) o la condensación a partir de una masa de vapor enriquecida en isótopos pesados, en relación a la que generan las precipitaciones de invierno en esta misma zona. Esta última hipótesis implicaría una fuente distinta a la que genera las precipitaciones en el altiplano, al norte

del área de estudio. Los valores de δ18O y δD de estas lluvias de verano, no presentan buena correlación con la altitud ni con la cantidad de agua caída. Se observa, además, que dos muestras correspondientes a lluvias de verano de dos estaciones distintas (2009 y 2010), se localizan significativamente sobre la LML, lo que podría deberse a procesos de evaporación secundaria (Clark y Fritz, 1997). 3.2 Composición isotópica de las aguas

superficiales Las aguas superficiales de la cuenca del río Copiapó, colectadas en el verano de 2010, presentan valores de δ18O y δD, que se encuentran levemente bajo la LML y sobre una línea de evaporación. Los valores de δ18O, aunque presentan cierta dispersión (R2=0,53), se pueden correlacionar inversamente con la altitud de las estaciones de muestreo de agua superficial. Las muestras de agua superficial colectadas en la parte alta de la cuenca del río Copiapó, en las subcuencas de los ríos Pulido, Manflas y Jorquera, se localizan, en general, muy próximas a la LML, denotando una evaporación débil y composiciones isotópicas cercanas a las de las lluvias de invierno que caen en esa porción de la cuenca. Con respecto a las aguas superficiales correspondientes a la porción media de la cuenca, entre el embalse Lautaro y Pabellón, es notable que éstas presentan valores de δ18O y δD que se encuentran entre las composiciones isotópicas características de las aguas de la parte alta de la cuenca y las de la estación Copiapó en Lautaro, en circunstancias que se encuentran aguas abajo de esta última estación. Las muestras tomadas en los sectores La Puerta y Pabellón, poseen características isotópicas más livianas que las del embalse, debiendo ser similares o más pesadas. Lo anterior se explica por la mezcla con aguas subterráneas que afloran en el sector La Puerta y que provendrían de las partes altas de la cuenca. Algo similar se puede indicar para las aguas provenientes de la depuradora de aguas servidas, que se localiza en la parte baja de la cuenca y que presenta composiciones isotópicas intermedias entre las aguas superficiales de la porción media y las aguas del embalse y/o de la parte baja de la cuenca. Las estaciones de muestreo Angostura y Desembocadura, corresponden al afloramiento de aguas subterráneas en la porción más baja de la cuenca, puesto que después de Pabellón toda el agua superficial es canalizada y destinada a riego. En la estación Angostura, la composición isotópica del agua es muy similar a la del embalse Lautaro, mientras que las de la desembocadura del río Copiapó se presentan aún más enriquecidas en isótopos pesados, muy posiblemente producto de la evaporación que se produce a través de la zona no saturada del acuífero, por ser un área donde los niveles de agua subterránea se encuentran

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relativamente someros. Su carácter evaporado también podría deberse a la infiltración de aguas de riego que se utilizan extensivamente en esta zona. 3.3 Composición isotópica de las aguas

subterráneas La composición isotópica de las aguas subterráneas de la cuenca del río Copiapó se ubica generalmente bajo la LML y excepcionalmente sobre esta línea. Su distribución permite trazar una línea de evaporación, a partir de un agua ligera, de composición isotópica similar a la del agua de lluvia colectada en las partes más altas de la cuenca y que se vuelve cada vez más pesada a lo largo de esta línea, hacia la derecha en la figura 1. Es posible distinguir que las aguas de pozos y vertientes ubicados en la subcuenca de la quebrada Paipote, se sitúan más hacia la derecha en esta línea de evaporación (Fig. 1) que las del valle de Copiapó y son incluso más pesadas que las de la parte baja de la cuenca. Lo mismo ocurre con las aguas procedentes de labores mineras (agua en fracturas) situadas en la cuenca del río Copiapó. Resulta notable que ninguna muestra de agua subterránea de la cuenca muestra el enriquecimiento en isótopos pesados que presentan las lluvias de verano en la parte alta de la cuenca y las lluvias de invierno de la parte baja. Lo anterior es indicativo de que la mayor parte de la recarga de las aguas subterráneas se produce a partir de las precipitaciones caídas durante el invierno en la parte más alta de la cuenca y del agua superficial producto de estas mismas precipitaciones. La correlación positiva entre los valores de δ18O de las aguas subterráneas y parámetros como conductividad y contenido de cloruro (indicadores de salinidad) valida la hipótesis de que este enriquecimiento en isótopos pesados se debe a procesos de evaporación. En estos diagramas binarios ( δ18O–conductividad y δ18O-clururo), existe una clara separación entre las aguas subterráneas de la subcuenca de la quebrada Paipote (pozos y vertientes) y las del valle del río Copiapó, con valores más enriquecidos de δ18O en relación a su salinidad. Cercanas a este grupo se encuentran también las muestras de agua en fracturas, procedentes de labores mineras y las aguas de algunos pozos situados en la ciudad de Copiapó, Cerro Imán y Cerrillos. Esto último podría deberse a que se trata de pozos perforados parcialmente en roca, lo que incorpora agua más enriquecida en isótopos pesados. 4 Conclusiones

Los valores de δ18O y δD de las precipitaciones de invierno se encuentran influenciados por la altitud y difieren de las lluvias de verano. Estas últimas se encuentran enriquecidas en isótopos pesados en relación a

las lluvias de invierno a la misma altura. En general, las aguas superficiales de la parte alta de la cuenca presentan valores �δ18O y δD, al menos en época estival, que se encuentran cercanas a la LML, mientras que las de la porción intermedia corresponderían isotópicamente a una mezcla de las aguas evaporadas del embalse Lautaro y de las aguas subterráneas más livianas que afloran en el sector de La Puerta. Las aguas superficiales de la parte más baja de la cuenca son más pesadas por lo que se infiere habrían estado sometidas a una mayor evaporación o mezcla con aguas de riego. Las aguas subterráneas se localizan sobre una línea de evaporación, a partir de un agua ligera. Ninguna muestra de agua subterránea muestra el enriquecimiento en isótopos pesados que presentan las lluvias de verano en la parte alta y las lluvias de invierno de la parte baja. Lo anterior es indicativo de que la mayor parte de la recarga de las aguas subterráneas se produce a partir de las precipitaciones caídas durante el invierno en la parte más alta de la cuenca y del agua superficial producto de estas mismas precipitaciones. Agradecimientos Esta investigación forma parte del estudio “Evaluación hidrogeológica de la cuenca del río Copiapó, con énfasis en la cuantificación, dinámica y calidad química de los recursos hídricos superficiales y subterráneos”, proyecto financiado por INNOVA-CORFO, SERNAGEOMIN, DGA, APECO y la Junta de Vigilancia del río Copiapó. Esta contribución cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología de SERNAGEOMIN. Referencias Aravena, R.; Susuki, O.; Peña, H.; Pollastri, A.; Fuenzalida, H.;

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Mazor, E. 2004. Chemical and Isotopic Groundwater Hydrology.

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The Application of N and O isotopes to the identification of sources of nitrate in stream waters in Central Chile Carmina Jorquera1*, Christian Ihlenfeld2, Kurt Kyser3, Christopher Oates4, Jane Plant1 and Nikolaos Voulvoulis1 1 Centre for Environmental Policy, Imperial College London, London, SW7 2AZ, UK 2 Anglo American plc., 20 Carlton House Terrace, London, SW1Y AN, UK 3 Queen’s University, Miller Hall, Kingston, Ontario, K7L 3N6, Canada 4 Applied Geochemistry Solutions, 49 School Lane, Gerrards Cross, Buckinghamshire, SL9 9AZ, UK *E-mail: carminajorquera@gmail.com Abstract. One hundred and forty seven stream water samples collected from the La Ligua, Aconcagua and Maipo catchment basins in Central Chile were analysed for nitrate (NO3

-). δ15N and δ18O in NO3- were determined on a

subset of 28 samples. δ15NNO3 and δ18ONO3 values ranged from -1.5 to 11.9 ‰ and 7.8 to 40.4 ‰ respectively and the NO3

- content from <0.05 to 34 mg/l. The main source of nitrate in the drainage systems was shown to be fertilisers (include nitrate and ammonium based formulations) and sewage from agricultural communities in the Central Valley. Background levels of nitrate (<3 mg/l) in the Andean Cordillera probably reflect an atmospheric source of nitrate through precipitation. Keywords: nitrate, δ15N, δ18O, stream environment, agriculture, fertiliser, sewage 1 Introduction Nitrogen and Oxygen isotopes in nitrates have been demonstrated to help to identify different sources of nitrate such as fertilisers and sewage (Kendall, 1998). A previous study of nitrogen and oxygen isotopes in the Santiago aquifer found that the main source of nitrate was from the sewage system (Iriarte et al., 2009). This study focuses on the identification of the sources of dissolved nitrate in the surface water of Central Chile regionally. 2 Method and Results 2.1 Study area The research area of c. 20,000 sq. km. extends from the Andean Cordillera (AC) across the Coastal Cordillera (CC) including the Central Valley (CV) of Chile (32°5’S, 69°47’W; 34°19’S, 71°26’W) (Figure 1). This study focuses on the La Ligua, Aconcagua and Maipo basins. The principal cities, communities and agriculture activities are in the CV. Mining activities, mainly copper extraction, takes place in the AC (c. 3,500 m a.s.l.) and CC (c. 800 m a.s.l.). Livestock rearing takes place in both the CV and mountainous terrains. 2.2 Sampling procedures and analytical methods A suite of stream water samples were collected

systematically to international standards (Darnley, 1997; Salminen et al., 1998) across the research area. A sampling density that averages 1 sample per 50 sq. km. was used regionally. Samples were collected in HDPE NalgeneTM bottles using a manually-operated peristaltic pump and filtered using AquaprepTM sampling capsules (0.45 µm filter). Samples collected for δ15NNO3 and δ

18ONO3 were stabilised with 20 drops of mercuric chloride (HgCl2) as a biocide following recommendations of Kattner (1999). One field duplicate was collected for every 10 samples and one field blank for every 20 samples.

Figure 1. Research area outlined in red. CC: Coastal Cordillera, AC: Andean Cordillera and CV: Central Valley. A total of 147 samples was collected during low flow conditions between February and April 2008 and submitted for NO3

- analysis. Based on NO3- concentration

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(> ~2 mg/l), 28 samples were selected for δ15NNO3 and

δ18ONO3 determinations. In addition, samples of

monoammonium phosphate (NH4H2PO4) and muriate of potash (KCl) fertilisers were collected from the agricultural area near Catemu Township (Figure 1) and analysed for δ15NNO3 and δ18ONO3. Nitrate determinations were carried out at Acme Analytical Laboratories Ltd.©, Vancouver, and δ15NNO3 and δ18ONO3 were carried out at the Queen’s Facility for Isotope Research at Queen’s University, Kingston, Ontario (Table 1). The values of δ15NNO3 and δ18ONO3 in water were determined by precipitating the NO3

- in the samples as silver nitrate (AgNO3) using the procedure defined by Silva et al. (2000). The quality of the data was assessed using the results from field and laboratory blanks, field and laboratory duplicate samples and samples of certified reference material included in the batch of samples submitted for analysis. The overall accuracy and precision are well within the accepted limits. Table 1. Summary of analytical methods employed. Analysis Method Aliquot Preparation NO3

- Dionex ICS 2000 Ion Chromatograph. Equipped with IonPac AS 17 separator column and NaOH eluent

60 ml Filtered

δ15NNO3 Costech EA interfaced to a

Thermo Finnigan Deltaplus XP-MS

250 ml Precipitated as AgNO3

δ18ONO3 TC/EA continuous flow

technology interfaced to a Thermo Finnigan Deltaplus XP-MS

250 ml Precipitated as AgNO3

The analytical results of water samples are summarised in Table 2. Isotopic analyses for NH4H2PO4 and KCl have a δ

15NNO3 +2.1 and -3.4 ‰ values respectively, and a δ

18ONO3 value of 15.6 ‰ for NH4H2PO4. Table 2. Summary statistics of analytical results. Chemical Unit DL N Min Max NO3

- mg/l 0.05 147 <0.05 34 δ

15NNO3 ‰Air ~2 mg/l NO -

28 -1.5 11.9 δ

18ONO3 ‰V-SMOW ~2 mg/l NO -

28 7.8 40.4 Continue from Table 2. Chemical Unit Median Mean St. Dev.

NO3- mg/l 0.31 2 5.5

δ15NNO3 ‰Air 4.3 4.5 3.6 δ

18ONO3 ‰V-SMOW 27.2 26.2 10

3 Discussion and Comments The values of δ15NNO3 and δ18ONO3 in stream waters from Central Chile range from -1.5 to 11.9 ‰ and 7.8 to 40.4 ‰ respectively and the NO3

- content ranging from <0.05 to 34 mg/l (Table 2). A threshold value of 3 mg/l NO3

- (the 86 percentile) was identified as the upper limit of background.

The background population is mainly in the headwaters of streams draining the AC. Due to the low concentration of NO3

- (93% with <2 mg/l, detection limit), only 10 samples from this area were analysed isotopically. Based on these samples, waters in the AC were found to have values of δ

15NNO3 of -1.5 to 4.2 (mean 1.3 ‰) and δ18ONO3 of 27.2 to 40.4 (mean 36.1 ‰) with NO3

- contents of 0.3 to 2.7 (mean 2 mg/l) (Figure 2). This isotopic composition indicates nitrate in precipitation (Figure 3). Most of these samples have the same isotopic composition as the nitrate deposits in the Atacama Desert with δ15NNO3 from -4.9 to 4.1 ‰ and δ

18ONO3 from 35.6 to 50.4 ‰ (Böhlke et al., 1997). All δ

18ONO3 values are higher than the atmospheric O2 of 23.5 ‰ (Kroopnick and Craig, 1972). Nitrates in the Atacama Desert were demonstrated to be produced by photochemical reaction in the atmosphere (Michalski et al., 2004). This suggests that the deposition of NO3

- in the AC of Central Chile could also be predominantly from the atmosphere.

Figure 2. δ15NNO3 versus δ18ONO3. The dot size corresponds to the amount of dissolved nitrate in mg/l coloured in relation to the different populations of the nitrate data. The isotopic value of O2 is shown as a dashed line. Samples in the AC, CV and CC are encircled and mine waters indicated. %ile: percentile.

Figure 3. δ15NNO3 and δ18ONO3 for the La Ligua, Aconcagua and Maipo basins, and NH4H2PO4 (this study) and KNO3 Chilean fertiliser *(Vitòria et al., 2004). Isotopic values of the main nitrate sources are shown in the shaded areas after Kendall (1998) and Vitòria et al. (2004) and the isotopic value of O2 as a dashed line. Black lines indicate two mixing lines. Another possible source of NO3

- in the AC is from explosives used in mining. Values found in waters potentially reflecting mine waters (located directly

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downstream of either the tailing dam or the open pit) have values of δ15NNO3 from -1.4 to 3.3 ‰, δ18ONO3 from 27.2 to 40.4 ‰ and NO3

- contents from 1.2 to 2.7 mg/l (Figure 2). These values are the same as the isotopic composition of the non-mine-related waters which have δ

15NNO3 from -1.5 to 4.2 ‰, δ18ONO3 from 34.8 to 39.7 ‰ and NO3

- contents from 0.3 to 2.6 mg/l, indicating no measurable contribution of NO3

- from explosives. The populations of anomalously high NO3

- values (14% >3 mg/l) are mainly in the CV and the CC. Eighteen of the 21 samples in this area were analysed for isotopes. Waters from these areas have values of δ

15NNO3 from 2 to 11.9 (mean 6.4 ‰) and δ18ONO3 from 7.8 to 34 (mean 21 ‰), with NO3

- contents from 4 to 34 (mean 13 mg/l) (Figure 2). These values indicate the mixing of fertilisers and sewage with NO3

- in precipitation (Figure 3). The δ15NNO3 values determined for the fertilisers NH4H2PO4 (Figure 3) and KCl (1.0 and -3.4 ‰ respectively) are consistent with published values (Kendall, 1998). Waters with δ15NNO3 <5 ‰ and δ18ONO3 <15 ‰ values indicate that the major source of nitrate is from fertilisers. These are similar to the values found in this study but differ from the KNO3 Chilean fertiliser isotopic values in another study (Vitòria et al., 2004). Waters related to sewage have δ

15NNO3 values >10 ‰, but δ

18ONO3 values are systematically higher than the typical values expected for manure and septic waste (Figure 3). Even though δ15NNO3 and δ18ONO3 increase systematically, this trend cannot reflect denitrification because the content of NO3

- does not decrease. These results most likely reflect mixing with δ18ONO3 derived from precipitation and possibly atmospheric sources as discussed above. Overall, two mixing lines can be identified (Figure 3). One is between waters with NO3

- from precipitation in the AC and waters related to sewage in the CV of the Maipo Basin and the CC of the Aconcagua Basin. Only one sample is available for the La Ligua Basin and it is consistent with such a mix. The other mix is between waters with NO3

- from fertilisers and those with NO3- from

sewage in which δ18ONO3 values are comparable with the δ

18O-O2 values for the Maipo and the Aconcagua basins. Acknowledgements This study was fully funded by Anglo American plc. We would like to thank the Queen’s Facility Isotope Research researchers for all the advice and training in isotopic analysis, especially to April Vuletich and Kerry Klassen.

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Interacción agua-roca y mezcla de aguas mediante el estudio de la razón 87Sr/86Sr, Pampa Lirima, Altiplano I Región, Chile Luciano Achurra 1*, Emilio Custodio 2, Igor Aguirre 1, Catalina Mayorga 1, Rodrigo Arcos 1 y Jorge Clavero 1

1 Energía Andina S.A. Darío Urzúa 2165, Providencia, Santiago, Chile 2 Universidad Politécnica de Catalunya. Jordi Girona 1-3, UPC Campus Norte, Edificio D2, 08034, Barcelona, España. *Email: lachurra@energiandina.cl Resumen. En la cuenca de Lirima, ubicada en el Altiplano de la I Región, afloran aguas de distinta salinidad, temperatura (hasta 80°C) y composición química. Mediante el uso de los isótopos de Sr de las aguas se determinó que dos zonas de descarga de aguas de alta temperatura (BPL y BSA) provienen de distintos acuíferos. Las aguas del acuífero aluvial y posiblemente de un acuíferos fisurado someros se originan por procesos de mezcla que involucran aguas de mayor profundidad asociadas a actividad geotérmica. El análisis de 87Sr/86Sr realizados en rocas y aguas subterráneas indican que el acuífero de aguas calientes que descarga en los BSA (<60°C) se compone de lavas dacíticas del Mioceno Superior y el acuífero que descarga las aguas de los BPL (<80°C) estaría asociado a ignimbritas del Mioceno Inferior. La interacción agua-roca que condiciona la composición 87Sr/86Sr del agua provendría principalmente de la meteorización de feldespatos. Palabras clave : Lirima, acuífero, isótopos, 87Sr/86Sr. 1 Introducción Los isótopos de Sr se diferencian de los isótopos estables livianos debido a que no se fraccionan significativamente con la evaporación, disolución o procesos bioquímicos. Por lo tanto, sólo la interacción agua-roca controla la razón isotópica del Sr en el agua (Naftz et al., 1997; Lent et al., 1997; Mook, 2001). Cuando una roca se meteoriza la razón 87Sr/86Sr de la solución producida es la misma que la de los minerales meteorizados (e.g. feldespatos y carbonatos). Esta propiedad hace que la razón isotópica del Sr pueda ser utilizada como un trazador confiable para la determinación de orígenes, evaluar mezclas entre aguas subterráneas y para el estudio del equilibrio isotópico entre el agua subterránea, las rocas y minerales que contienen Sr. Por lo tanto, la razón 87Sr/86Sr en el agua será función del “Sr meteorizable” y de su proporción en el Sr total en el agua (Aberg et al., 1989). De esta manera, uno de los principales problemas en los estudios que utilizan los isótopos de Sr como trazador está en la definición de la composición isotópica de este Sr derivado de la meteorización. En este trabajo se presentan los resultados de análisis isotópicos de Sr de rocas y aguas subterráneas de la zona de Pampa Lirima, ubicada en el Altiplano de la I Región

(ver Figura 1). Se determina el origen y procesos que afectan las aguas subterráneas de distintos acuíferos, la interacción agua-roca y se correlacionan los valores de agua con los de rocas de forma de determinar la litología de los acuíferos y fase mineral meteorizada, en particular aquellos asociados a actividad geotérmica y de los cuales no se tiene información previa. 2 Antecedentes hidrogeológicos La cuenca de Lirima (Figura 1) tiene una superficie de 183,5 km2, una elevación promedio de 4400 msnm, una mínima de 4000 msnm y máxima de casi 5800 msnm. Forma parte de la cuenca de la quebrada Tarapacá, de la cual es afluente el río Coscaya que lleva mayoritariamente aportes subterráneos a través de quebradas afluentes que descargan acuíferos fisurados en los sectores altos y medios de la cuenca y granulares en la zona baja, totalizando un flujo base en torno a los 115 L/s (Achurra, 2010). La precipitación media anual es de 133 mm, ocurriendo más del 90% de éstas entre los meses de diciembre y marzo durante el invierno boliviano. La geología de la zona, simplificada de Arcos (2010), se muestra en la Figura 1 y se compone de un basamento de rocas sedimentarias y volcánicas del Jurásico-Cretácico (JK) que aflora fuera del extremo occidental de la cuenca, donde es intruído por un plutón de edad eocena (E). Sobre ellas, mediante discordancia angular, se disponen unidades de ignimbritas con intercalaciones sedimentarias y lavas del Oligoceno-Mioceno Inferior, mientras que al sureste de la cuenca afloran tobas del Mioceno Inferior a Medio (OlMm). Los cerros que rodean la cuenca se componen de unidades volcánicas del Mioceno Medio a Plioceno, en las cuales es posible reconocer 3 franjas de orientación general noroeste-sureste, compuestas por lavas del Mioceno Medio (Mm), lavas dacíticas del Mioceno Superior (Ms) y lavas dacíticas del Plioceno (P), respectivamente. La zona de alteración hidrotermal (Ah) más extensa se encuentra afectando las lavas del Mioceno Superior del este de la cuenca. En este sector se ubican manantiales de aguas sulfatadas cálcico-sódicas (Figura 1 y Figura 2), con temperaturas de hasta 60°C denominados Baños San

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Andrés (BSA). La parte central y más deprimida de la cuenca (4000 msnm) corresponde a una planicie compuesta por depósitos no consolidados del Plioceno a Holoceno (PH), de origen principalmente aluvial y fluvial y que forman un acuífero aluvial. En la parte occidental de esta pampa se ubican los Baños Pampa Lirima (BPL) de composición clorurada-sulfatada sódica (Figura 1 y Figura 2) y temperaturas de hasta 80°C.

Figura 1. Mapa de ubicación (extremo izquierdo superior) y mapa geológico (simplificado de Arcos, 2010) y ubicación de muestras. Simbología geológica; JK: Basamento Jurásico-Cretácico, E: Plutón Eoceno, OlMm: Ignimbritas y lavas del Oligoceno-Mioceno Medio, Mm: Lavas del Mioceno Medio, Ms: Lavas dacíticas del Mioceno Superior, P: Lavas dacíticas del Plioceno, PH: Depósitos no consolidados del Plioceno-Holoceno, Ah: Alteración hidrotermal. Muestras de agua; BSA: Baños San Andrés y Qda Jiguata, BPL: Baños Pampa Lirima, Aluv: Depósitos aluviales, MsP: Mioceno Superior-Plioceno, MiMs: Mioceno Inferior-Mioceno Superior, OlMm: Oligoceno-Mioceno Medio, ESCO: escorrentía.

Figura 2. Diagrama de aniones mayoritarios (mg/L) de las aguas de Lirima.

3 Resultados y discusión Los manantiales y pozos del acuífero aluvial, aguas de baja salinidad de zonas altas y aguas termales de los BSA tienen valores de 87Sr/86Sr muy similares (Figura 3), indicando que el origen de las aguas aluviales consiste en una mezcla entre las aguas termales de mayor salinidad que descargan en los BSA y aguas meteóricas de baja salinidad. Las muestras de manantiales y pozos de la pampa, tienen una mayor razón 87Sr/86Sr que el resto de las aguas aluviales. Sus mayores temperaturas además evidencian un aporte de aguas termales, lo que se corrobora por una segunda línea de mezcla que tiene como miembro extremo las aguas de los BPL. Una muestra de escorrentía obtenida a la salida de la cuenca recoge todas las aguas que descargan en superficie lo que queda reflejado en su posición intermedia en la segunda línea de mezcla mencionada (Figura 3). Los valores 87Sr/86Sr en biotita, feldespato y hornblenda obtenidos por Victor et al. (2004) en rocas de la zona muestran una mayor similitud entre los de feldespato con los de roca total evidenciando que la razón 87Sr/86Sr de la roca se debe principalmente a la meteorización de feldespatos. Por otra parte, la importancia de la disolución de la plagioclasa relativo a la hornblenda (u otro mineral cálcico ferromagnesiano) en la evolución química del agua subterránea puede ser discriminado a través de la razón Ca/Sr, ya que la disolución congruente de la plagioclasa define una tendencia en un gráfico Ca vs Sr con una pendiente cercana a 100, mientras que para la hornblenda la pendiente es cercana a 1000 (Bullen et al., 1996). En la Figura 4 se observa que las muestras de agua de Lirima, a excepción de las aguas de los BPL, se ajustan de muy buena manera a una recta de pendiente 100. Por lo tanto, concordante con la similitud en la razón 87Sr/86Sr entre roca total y plagioclasa, la relación Ca/Sr evidencia que la fase más meteorizada en las rocas volcánicas más recientes de la cuenca (Mioceno Medio-Plioceno) corresponde a la plagioclasa. La similitud en la razón 87Sr/86Sr de las aguas de un manantial de agua fría que drena lavas dacíticas del Mioceno Superior con la de aguas de los BSA (Figura 5), sugiere que el acuífero que descarga en éstos últimos estaría compuesto por rocas similares a estas dacitas o incluso en los niveles inferiores de este complejo volcánico. Como se muestra en la Figura 5 la razón 87Sr/86Sr de las aguas de los BPL coincide con la de ignimbritas del Mioceno Inferior (20 a 16 Ma) sugierendo como éste el acuífero del cual provendrían las aguas termales que descargan en los BPL.

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Figura 3 . Razón 87Sr/86Sr de muestras de agua de Pampa Lirima en función de su concentración de Sr (mmol/L).

Figura 4. Relación Sr-Ca en las aguas de la cuenca de Lirima. La recta que mejor se ajusta a los datos tiene pendiente 100.

Figura 5.

87Sr/86Sr de rocas (símbolos) en función de su edad y de aguas subterráneas (líneas). Se excluyen las aguas originadas por mezcla. Referencias Aberg, G., Jacks, G., Hamilton, P.J. 1989. Weathering rates and

87Sr/86Sr ratios: an isotopic approach. Jounal of Hydrology 109: 65-78.

Achurra, L. 2010. Estudio hidrogeoquímico sobre la interacción de

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Altiplano plateau: Evidence from the Precordillera between 20° and 21°S (northern Chile). Tectonics 23, TC4004, 24 p.

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Estudio de la interacción y regulación del sistema hídrico en la cuenca lacustre de laguna de la Laja, Región del Biobío, Chile. Liubow González*, Abraham González, María Mardones. Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Casilla 160-C, Concepción, Chile * E-mail: liubow@udec.cl Resumen. El desarrollo hidroeléctrico del país de los últimos 60 años, ha generado fuertes presiones sobre el recurso hídrico, observándose fluctuaciones recurrentes de su espejo de agua y en el nivel piezométrico en la Plataforma Piedemonte y Depresión Central. El objetivo de este estudio es realizar un análisis integrado de los sistemas naturales de la Laguna de la Laja, para estimar efectos del uso hidroeléctrico sobre el recurso hídrico subterráneo de ésta cuenca. Para medir los efectos producidos por las centrales hidroeléctricas sobre el recurso hídrico se realizaron los siguientes estudios: balance hidrológico, variaciones de las cotas históricas, volúmenes y caudales de extracción por las centrales hidroeléctricas. En el balance total de la cuenca lacustre, se aprecia la importancia que tiene la superficie de la laguna en la evaporación y la superficie sin vegetación en la escorrentía e infiltración. Los efectos de la actividad hidroeléctrica sobre la Laguna de la Laja se expresan fundamentalmente en las variaciones de sus cotas en el periodo de últimos 60 años, el cual refleja un descenso de 27 m en promedio con respecto al régimen natural y una disminución de su área de extensión. Palabras Claves: Cuenca lacustre, recurso hídrico, balance hidrológico. 1 Introducción Las cuencas hidrográficas de áreas montañosas tienen un especial interés económico e hidrogeológico ya que poseen abundantes recursos hídricos y forestales y es zona de recarga, por lo que juegan un papel fundamental en la ordenación de áreas de regadío y en los planes energéticos nacionales. El área de estudio corresponde a la cuenca lacustre de Laguna de la Laja que se emplaza en el dominio de la Cordillera de los Andes al Este del volcán Antuco y al Sur de los Nevados de Chillán entre las coordenadas geográficas: 37°21' - 37°30' latitud S y 71°15' - 71°29' longitud W, centro Sur de Chile y abarca una superficie de aproximadamente 961 km2 (Figura 1). Los recursos hídricos fluviales y lacustre de la alta cuenca del Laja son utilizados por cuatro centrales hidroeléctricas, de una potencia hidráulica de 996 MW, que representa el 32,8% de la potencia hidráulica instalada en Chile (3028,4 MW). El objetivo general de este trabajo es evaluar relaciones hidráulicas entre los recursos hídricos lacustre y subterráneo y los efectos de la actividad hidroeléctrica

sobre estos. 2 Balance Hidrológico, resultados. El clima en el área es de tipo mediterráneo, con una temperatura media anual de 12,5°C, y con precipitaciones media anuales de 2.080 mm (D.G.A., 2005). La cobertura vegetal esta representada fundamentalmente por especies nativas boscosa y esteparia de altura, con cuerpos de agua, glaciares y superficies desprovistas de vegetación. Glaciares que ocupan el 21,4%, conforman una reserva importante de agua que alimenta tanto los sistemas lacustre y fluvial como subterráneo durante el verano seco. La cuenca de Laguna de la Laja presenta características fisiográficas especiales: esta rodeada por cordones montañosos con la salida por el manantial "Ojos del lago" que da origen al río homónimo. Por su ubicación alta montañosa es área de recarga para el acuífero de la zona subyacente de Plataforma Piedemonte y Depresión Central. En base a datos meteorológicos de los últimos 25 años (1980-2005) usando el método de Thomthwaite (Thomthwaite y Mather 1957) se calculó la evapotranspiración potencial, real e infiltración neta mensual y media anual en la cuenca de estudio. 2.1 Régimen natural De acuerdo a los resultados obtenidos del balance natural interior de la cuenca, el caudal de entrada es de aproximadamente de 63,3 m3/s que consiste el aporte por las precitaciones directas sobre la laguna (7,4 m3/s), aporte por la escorrentía superficial (39,4 m3/s) y subterránea (9,26 m3/s). Mientras que el caudal de salida es aproximadamente de 48,8 m3/s, lo que desglosa en 1,9 m3/s como evaporación directa desde la laguna, 12,7 m3/s por evapotranspiración de las subcuencas y 34,2 m3/s el caudal natural de salida de la cuenca por el manantial "Ojos del lago" que da origen al río Laja. De acuerdo al balance natural de entrada y salida podemos estimar un remanente del caudal igual a 14,5 m3/s que corresponde a la recarga profunda para el acuífero de la Plataforma Piedemonte y Depresión Central.

780

2.2 Régimen alterado Los efectos de la actividad hidroeléctrica sobre la Laguna de la Laja se expresan fundamentalmente en las variaciones de sus cotas en el periodo comprendido entre 1940 y 2005, el cual refleja un descenso de 27 m en promedio con respecto al régimen natural. Durante este periodo se distinguen tres etapas: Primera etapa: 1941-1958 corresponde al estado natural de la Laguna de la Laja con la cota promedio de 1363,7 m s.n.m. Segunda etapa: 1958-1972 corresponde a la construcción y funcionamiento del Túnel de Vaciado para la central hidroeléctrica El Toro. La cota promedio durante esta etapa disminuyo a 1345,5 m s.n.m. con una baja de 18 m en promedio. Tercera etapa: 1972-2005 corresponde al inicio de funcionamiento de la Central El Toro (año 1973). La cota promedio en esta etapa disminuyó a 9 m, llegando a 1336,3 m s.n.m. (Figura 2) Figura 2. Variaciones de las cotas de la Laguna de la Laja. 2.3 Modelo de sistema de flujo del agua subterránea Los cuerpos de aguas superficiales son partes integrales de los sistemas de flujo subterráneo. El agua subterránea interactúa con la superficial en prácticamente todo tipo de paisajes (Winter, 1999). El número y la diversidad de los fenómenos naturales que generan el flujo subterráneo son prácticamente ilimitados, ya que pueden ser modificados por uno o varios de los componentes del medio hidrogeológico: topografía, geología y clima (Tóth, 1999) o por las actividades humanas que afectan las interacciones entre agua subterránea y superficial. (Winter et al., 1998). De acuerdo a las condiciones geomorfológicas e hidrogeológicas de la cuenca lacustre se estima que el flujo local del agua subterránea es hacia el lago (Figura 3).

Durante los últimos 60 años el lago ha sufrido un descenso de su nivel en 27 m, sin embargo esta disminución no ha afectado el límite del sistema del flujo. Pero si la cota del lago llegara por debajo de 1300 m s.n.m. el sistema del flujo del agua subterránea se transformará a continuo, lo que significa que las infiltraciones actuales tenderían a desaparecer. Esto se puede confirmar con la disminución del caudal de filtración del lago de 34, 2 m3/s a 26 m3/s en condiciones naturales y actuales respectivamente. 3 Conclusiones y comentarios La circulación del flujo subterráneo sigue paralela en cierto modo, a la escorrentía superficial en sentido E-W, descargando las aguas subterráneas hacia el río en dirección aproximadamente ortogonal al curso de éste. De acuerdo al balance natural de entrada y salida en la cuenca lacustre de Laguna de la Laja el acuífero de la Plataforma Piedemonte y Depresión Central recibe una recarga de un caudal de 14,5 m3/s procedente de la infiltración profunda. Los efectos de la actividad hidroeléctrica sobre la Laguna de la Laja se expresan fundamentalmente en las variaciones de sus cotas en el periodo comprendido entre 1940 y 2005, el cual refleja un descenso de 27 m en promedio con respecto al régimen natural y una disminución de su área de extensión, por un flujo de salida sin retorno de 63 m3/s en los últimos 25 años, provocando los descensos del nivel piezométrico en las zonas Piedemonte y Depresión Central. Agradecimientos Este trabajo fue realizado en el marco del Proyecto DIUC N°202025025-1.0. Referencias Thiele, R; Moreno, H.; Elqueta, S.; Lahsen, A.; Rebolledo, S.; Petit-

Breuilh, M.E. 1998. Evolución geológico-geomorfológica cuaternaria del tramo superior del valle del río Laja. Revista Geológica de Chile, Vol. 25, N° 2, 229-255 pp. Chile

Thomthwaite y Mather 1957. Instructions and tables for computing potencial evapotranspiration and the water balance, 5th printing. N°3, Vol 10, CW Thomthwaite Associates, Laboratory of Climatology, Elmer, NJ, USA.

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0

10 20 30 40 50 60 70 80

1940 1963 1968 1973 1978 1983 1988 1993 1998 Año

Cot

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Abanico 1948

El Toro 1973

Antuco 1981

I II

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Figura 1. Mapa de ubicación

Figura 3. Modelo de sistema de flujo del agua subterránea.

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Flujo local Flujo regional Cota m.s.n.m.1368

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2000Lago Laja Sedimentos

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Flujo local Flujo regional Cota m.s.n.m.1368

120120120120120120120120120km

72º

W

Ríos y esteros

Límite regional

Ciudades principales

000000000

Cuenca hidrográficadel Río Laja

Límite internacional

N 73º

W

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37ºS

38º S

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BíoBíoBíoBío

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Laguna delLaja

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R. GuaquiR. GuaquiR. GuaquiR. Guaqui

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Simbología

Diguillín

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CHILLANCHILLANR. Chillán

Río BíoBío

Río BíoBío

Río BíoBío

Río BíoBíoRío BíoBío

Río BíoBío

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LEBU

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Caracterización hidroquímica e isotopica de la cuen ca del Río Blanco, Región Aysen, Chile. Liubow González*, Abraham González, María Mardones. Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Casilla 160-C, Concepción, Chile * E-mail: liubow@udec.cl Resumen. La cuenca del Río Blanco, cuya geografía ha sido moldeada por fenómenos naturales, entre los cuales el volcanismo, el tectonísmo y las glaciaciones han tenido un rol preponderante. El objetivo de este trabajo es conocer y entender la evolución hidroquímica de los recursos hídricos en la cuenca del Río Blanco. Con los datos hidroquímicos e isotópicos del agua subterránea y superficial, se realizó un análisis preliminar de las características hidrogeológicas del área de estudio. Los resultados demuestran que todas las aguas son de tipo Ca – HCO3 y Ca – Na - HCO3, de baja salinidad y de origen meteórico local. El comportamiento de los elementos mayores y traza tienen una tendencia de incremento desde la Cordillera Principal hacia la Zona Extraandina, con mayores concentraciones de sólidos totales disueltos en el agua relacionada con los depósitos glaciares. El aporte de agua subterránea a los lagos, en la parte W es de 50 a 54%, mientras que en el sector S-E entre 8,2 y 26%. Los rangos de concentraciones observados representan escenario natural, con mínimas influencias antropogénicas, por lo tanto, representará una composición base para los estudios posteriores. Esta georeferencia es particularmente útil para la identificación de contaminación de recursos hídricos en futuro. Palabras Claves: Hidroquímica, Isótopos estables, Trazadores, Patagónia, Chile 1 Introducción La hidroquímica y los isótopos estables del agua, como trazadores de aguas subterráneas, permiten caracterizar los tipos de aguas subterráneas y su interrelación con la mineralogía del acuífero a lo largo del trayecto del flujo (Négrel et al. 2007), determinar los patrones del flujo subterráneo dentro de la cuenca y entre las cuencas y las posibles conexiones hidráulicas con las aguas superficiales (Gonfiantini et al., 1998; Bajjali, 2006). La cuenca del río Blanco se sitúa en la XI región de Aysén, entre los 72º 45'-73º Longitud Oeste y los 45º 15'-46º 15' Latitud Sur al norte de los Campos de Hielo, en el centro de la Patagónia Chilena y abarca una superficie de 2.970,8 km2. La morfología está ligada a la acción glacial desarrollada durante fines del Plioceno y Pleistoceno. El área de estudio se vio afectada por un conjunto de cuatro glaciaciones y similar número de períodos interglaciales, estando actualmente en un finiglacial. Estos períodos, dejaron su impronta en los relieves actuales, condicionando las formas que anteriormente mantenían control estructural. En la cuenca del río Blanco no hay estudios hidrogeológicos previos, que determinen el sistema de

circulación de las aguas subterráneas, como tampoco estudios sobre la relación de los cuerpos de agua superficial con las aguas subterráneas. El objetivo de este trabajo es conocer y entender la evolución hidroquímica de los recursos hídricos en la cuenca del Río Blanco y establecer hipótesis fundadas sobre el sistema de circulación de las aguas subterráneas y su relación con las aguas superficiales, mediante la utilización de las técnicas basadas en el análisis de los trazadores naturales del agua. 2 Metodología, muestreo, resultados Entre las herramientas disponibles para la investigación de las condiciones hidrogeológicas y para la caracterización del flujo subterráneo, las técnicas basadas en el análisis de los trazadores naturales del agua juegan un papel destacado. Durante la campaña de terreno se realizaron 140 mediciones in situ de las características físico-químicas (Conductividad eléctrica - CE, Temperatura-TºC, Eh y pH) del agua de humedales, vertientes, pozos, lagos, ríos y esteros con el equipo JENWAY 4071 y OAKTON ph/mv/ºC Meter. Además, se tomaron 31 muestras de agua para análisis químicos de elementos mayores y de 34 elementos de traza y para análisis de isótopos estables de Oxígeno 18 y Deuterio (δO18, δH2). Los análisis fueron realizados en el Laboratorio Analítico ACME de Vancouver, Canadá y en el Laboratorio de Isótopos Ambientales Estables del Departamento de Biología de la Universidad Duke, EEUU. Utilizando los valores medios de δ18O se ha realizado un balance de masas de dos componentes que se mezclan, para estimar la fracción de cada uno de ellos a partir de la siguiente ecuación (Araguás y Plata, 2000):

fas·Cas + (1-fas) Ce = Cm (1) siendo: fas - Fracción de agua derivada de las aguas subterráneas; Cas - Concentración media de δ18O de las aguas subterráneas; Ce - Concentración media de δ18O de las aguas de lagos; Cm - Concentración media de δ18O de las aguas de vertientes. 2.1 Caracterización Hidroquímica En forma general en la cuenca se puede distinguir dos tipos de circulación del agua subterránea: a) la parte occidental compuesta principalmente por las rocas cristalinas graníticas (más del 45% de la superficie del área),

783

ambiente de acuíferos fracturados. La existencia de numerosas vertientes y cascadas de agua en este sector, son una evidencia clara que la zona esta afectada por fallas y fracturas. b) el sector oriental constituido por las rocas de las Formaciones Ibáñez, Divisadero y Apeleg, (33% del área), formados por materiales volcanoclásticos, volcánicos, sedimentarios marinos y continentales y por depósitos no consolidados morrénicos, fluvioglaciales y fluviales (22% de la superficie) reresenta ambiente de acuíferos porosos, relacionados con la granulometría, grado de cementación y consolidación. El sílice es el sólido disuelto más abundante, los cationes están dominados por el calcio y los aniones por el bicarbonato. Estos resultados son similares a los encontrados para la mayoría de aguas dulces del mundo, cuyos iones dominantes son calcio y bicarbonato (Langmuir, 1997). La concentración de cationes en el agua de la cuenca decrece en el orden de Ca > Na > Mg > K, la secuencia similar obtenida por Oyarzun et al.(2004), en los estudios realizados en las parcelas experimentales en el sur de Chile con características climáticas y litológicas semejantes. La secuencia aniónica en la parte occidental es HCO3 > Cl > SO4 y en oriental HCO3 > SO4 > Cl. Esta diferencia esta relacionada con la influencia del Océano Pacifico sobre las precipitaciones. En la Figura 1 se observa que en el área de estudio existen dos tipos de agua: cálcica y cálcico-sódica y las facies hidroquímicas Bicarbonatada Cálcicas y Bicarbonatadas Cálcicas-Sódicas. 2.2 Caracterización Isotópica En la Figura 2 se puede observar que los datos de δ18O y δD de las muestras de aguas del área de estudio están fuertemente relacionados con la Línea Meteórica Local (δD= 7,4δ18O – 0.5), para la ciudad de Coyhaique entre 1989 y 1998, obtenidos Global Network of Isotopes in Precipitation (http://isohis.iaea.org/News.asp). Esta correlación nos indica que las aguas de la cuenca tienen un origen común y de carácter meteórico. Las muestras de agua obtenidas en el sector occidental de la cuenca, relacionada con las rocas del Batolito Norpatagónico, presentan una composición isotópica menos negativa respecto a muestras de la parte oriental (Figura 2). Esto puede ser explicado por las siguientes hipótesis: a) El agua en el sector occidental del área de estudio con mayores altitudes y de gran cantidad de precipitaciones durante el año, esta influenciada por la lluvia procedente desde el Océano Pacífico. Además, la composición isotópica más ligera se debe al reducido fraccionamiento isotópico por evaporación debido a circulación rápida; b) Mientras las muestras recolectadas en la parte oriental de la cuenca, en el tras-arco, de menores altitudes y con la cantidad de precipitaciones significativamente menores, la composición isotópica es menos negativas, esto puede ser producto de la circulación de agua más lenta y de fraccionamiento por evaporación. Esto puede ser explicado por las siguientes hipótesis: a) El agua en el sector

occidental del área de estudio con mayores altitudes y de gran cantidad de precipitaciones durante el año, esta influenciada por la lluvia procedente desde el Océano Pacífico. Además, la composición isotópica más ligera se debe al reducido fraccionamiento isotópico por evaporación debido a circulación rápida; b) Mientras las muestras recolectadas en la parte oriental de la cuenca, en el tras-arco, de menores altitudes y con la cantidad de precipitaciones significativamente menores, la composición isotópica es menos negativas, esto puede ser producto de la circulación de agua más lenta y de fraccionamiento por evaporación. 2.3 Estimación de aporte de agua

subterránea Debido a la escasa información hidrogeológica del área de estudio, para conocer las relaciones entre agua subterránea y superficial se efectuó un balance de masas utilizando los valores medios de δ18O de las lagos Riesgo, Senteno, Elizalde, Paloma, Caro y Atravesado, de vertientes y de ríos. Se asigno el valor 1 a las aguas del lago, valor X a la fracción de las aguas subterráneas, y valor 1-X a la fracción de aguas superficiales. Las fracciones de estos tipos de agua serán, obtenidas mediante la siguiente ecuación (2):

X · 18Oas + (1-X) 18Oes = 1 · 18Olago (2) Los resultados de cálculo del balance para la cuenca del Río Blanco indican que en la parte occidental el aporte a los lagos Riesgo y Senteno está constituido aproximadamente por un 50 y 54% de agua subterránea de los acuíferos fracturados, mientras que en el sector sur-oriental los aportes de agua superficial son predominantes.

2 Conclusiones La realización de un balance de masas de las composiciones isotópicas δ18O y δD de las aguas de los lagos, de la escorrentía subterránea y superficial ha permitido calcular el porcentaje de aporte de agua a los lagos existentes en la cuenca del Río Blanco, en la parte occidental predomina el aporte subterráneo entre 50 y 54% (Riesgo y Senteno), mientras que en el sector sur-oriental la fracción de agua subterránea es menor y varia de 8,2 a 26% (Caro, Elizalde, Paloma y Atravesado). El comportamiento de elementos mayores y de traza en el agua es semejante, con una tendencia de incremento desde la Cordillera Principal hacia la Zona Extraandina. Las mayores concentraciones de sólidos totales disueltos se presentan en el agua relacionada con los depósitos glaciares, mientras que las aguas que circula por las rocas graníticas fracturadas tienen muy baja mineralización, esto se debe a trancito rápido y poca permanencia del agua en contacto con las rocas. La composición mineralógica de las aguas y correlación entre la composición isotópica de las muestra de agua y la línea meteórica local indican un

784

origen meteórico común y de poca residencia. Las concentraciones de elementos mayores y de traza observados en la cuenca del río Blanco son de rango bajo sin indicios de influencia antropogénica, por lo tanto, pueden representar composición base para los estudios posteriores. Agradecimientos Este trabajo fue realizado en el marco del Proyecto FONDECYT N°1050576. Referencias Araguás A. L.; Plata B. A. 2000. Trazadores naturales en la

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d2H = 7.43 d18O - 0.46

R2 = 0.98

-98

-88

-78

-68

-58

-14 -12 -10 -8

d18O ‰ V-SMOW

d2H

‰ V

-SM

OW

Esteros Lagos Pozos Humedal

Vertientes Precipitaciones Glaciar

Figura 1. Clasificación de aguas de la Cuenca del río Blanco. Figura 2. Correlación entre los isótopos de 18O y D con el

Línea Meteórica Local.

785

Modelo hidroestratigráfico del acuífero periglacial del Pleistoceno-Holoceno de Chiloé, entre Dalcahue y Chonchi, Región de Los Lagos, Chile. Daniel Páez 1, Panja Feuker 1. 1Servicio Nacional de Geología y Minería, La Paz 406, Puerto Varas, Chile * E-mail: daniel.páez@sernageomin.cl, panja.feuker@sernageomin.cl Resumen. Mediante la síntesis de información hidrogeológica se estableció un modelo hidroestratigráfico consistente en diez unidades hidroestratigráficas (UH), abarcando todo el espectro de litologías regionales. De las unidades formadas por depósitos sedimentarios de origen periglacial y fluvial del Pleistoceno-Holoceno, tres unidades fueron catalogadas como acuíferos de alto potencial hidrogeológico (unidades A1, A2 y A3), y una, como un acuífero de moderado potencial (B1). El resto de las unidades forman acuíferos locales de baja importancia o, en su mayoría, actúan como capas confinantes, limitando a las unidades acuíferas de mayor potencial. Según el esquema conceptual desarrollado, las tres unidades acuíferas superiores, de carácter libres o semiconfinadas (A1, A2 y B1), comprenderían un medio de flujo con conexión hidráulica entre sí. Mientras la unidad inferior (A3) estaría, en gran parte, separada mediante una potente secuencia de limos y arcillas, probablemente de origen glaciolacustre (UH D1). Palabras Claves: Glaciación Llanquihue, unidades hidroestratigráficas, Chiloé. 1 Introducción El trabajo es el resultado de la investigación realizada entre los años 2007 al 2010, en el marco del estudio Geología para el Ordenamiento Territorial, Área Castro (Fig. 1) que desarrolla la Oficina Técnica Puerto Varas de SERNAGEOMIN. En éste se elaboró, entre otro, un mapa temático de “recursos de agua subterránea” de un área aproximada de 2200 km², el cual consiste en un mapa hidrogeológico, escala 1:100.000, que tiene por objetivo servir de base científica para el manejo del recurso. Anteriormente Troncoso et al. (2008) ya habían reconocido e identificado las unidades hidrogeológicas regionales para la Región de Los Lagos en un mapa escala 1:250.000. El trabajo actual desarrolla un modelo conceptual modificando la nomenclatura anterior, aplicando conceptos modernos en hidrogeología. 2 Metodología La información técnica de pozos se recopiló desde los registros de solicitudes de derechos de aprovechamiento de la Dirección General de Aguas (DGA), empresas perforistas y propietarios particulares. Se efectuó control

litológico de algunas faenas de perforación en terreno. Se utilizó la definición de unidades hidroestratigráficas (UH) como unidad hidrogeológica básica, siguiendo criterios enunciados por Copeland et al. (2009) y de Ad-hoc-Arbeitsgruppe Hydrogeologie (1997, en Reutter, 2005). Esto es, identificando aquellas litologías con continuidad espacial y límites definidos, distinguibles según sus propiedades hidráulicas, e independiente de su definición estratigráfica. Mediante correlaciones de unidades hidroestratigráficas y lectura de niveles estáticos, se estableció un esquema de su situación espacial, territorial y de condiciones piezométricas. Las unidades hidroestratigráficas se definen en relación a las unidades y códigos litológicos definidos en Arenas y Duhart (2003) y Quiroz et al. (2004). Figura 1. Ubicación del área de estudio. 3 Marco Geológico La geología del área se encuentra representada en la Carta Geológica de Chile, a escala 1:100.000, por las Cartas Geología del Área Castro-Dalcahue (Arenas y Duhart, 2003) y Geología del Área Chonchi-Cucao (Quiroz et al., 2004). Las rocas más antiguas corresponden a rocas metamórficas del Paleozoico-Triásico del Complejo Metamórfico Bahía Mansa, las que afloran en toda el área oriental, a lo largo de la Cordillera del Piuchén. Estas son

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intruidas por cuerpos hipabisales menores del Eoceno superior (Dacita Gamboa). Rocas sedimentarias miocenas de origen marino denominados Estratos de Chonchi, dispuestas discordantemente sobre las anteriores, tienen sólo una distribución marginal, aflorando mayormente en el margen costero de la comuna de Chonchi e isla Lemuy. Depósitos sedimentarios no consolidados del Cuaternario cubren la mayor parte del territorio. En su mayoría, corresponden a distintas facies de origen glacial y periglacial de la Glaciación Llanquihue (Pleistoceno superior), cubiertos por rellenos fluviales actuales y subactuales. Figura 2. Geología de superficie y equipotenciales del miembro superior del sistema acuífero periglacial de Chiloé (AP-CH) en el área de estudio. 4 Unidades Hidroestratigráficas A1. Secuencias de arenas, gravas redondeadas de distintas granulometrías y baja consolidación, con muy alta permeabilidad. Corresponden a Depósitos glaciofluviales de la Glaciación Llanquihue, fluviales del Pleistoceno-Holoceno y fluviales de Holoceno. Se sitúan, al tope de la secuencia sedimentaria (Fig. 3), junto a los depósitos de origen morrénico (UH B1), con los cuales se entrelazan continuamente. Limita en la base con la UH D1 y con la unidad C3. La transmisividad de la unidad se ha

evaluado entre 100 a 600 m²/día, y los caudales de producción, entre 3 a 59 l/s. A2. Arenas, gravas y bolones, de baja consolidación, definidos dentro de los depósitos glaciofluviales de la Glaciación Llanquihue (Plgf1). Corresponde a una secuencia de estratos intercalados bajo depósitos glaciolaestuarinos de la UH C1, de 5 a 60 m de potencia. Forman un acuífero intergranular semiconfinado a libre-cubierto, con un espesor estimado entre 10 a 60 m. Estaría comunicado hidráulicamente con la unidad A1, de la cual obtendría su recarga. Su límite inferior no se ha reconocido, pero se estima que corresponde a las UH confinantes inferiores presentes a nivel regional: D1 y C3 (Fig. 3 y 4). La transmisividad del acuífero varía entre 40 a 645 m²/día, otorgando caudales de producción, entre 4 a 74 l/s. A3. Arenas, gravas y bolones, de baja consolidación, asignados a los depósitos glaciofluviales de la Glaciación Llanquihue, situados estratigráficamente bajo una potente secuencia de limos y arcillas de origen glaciolacustre. Consisten en una serie de capas permeables entre 2 a 40 m de potencia, que alternan entre sedimentos finos de baja a muy baja permeabilidad. El espesor de la capa confinante, se ha reconocido entre 30 a 80 m, al noreste de Dalcahue y ribera norte de isla Lemuy, respectivamente. La profundidad de los estratos permeables se sitúa aproximadamente entre 20 a 80 m b.n.m. El límite inferior de la unidad no ha sido observado, pero se estima que ésta debiera corresponder a las UH confinantes inferiores, reconocidas a nivel regional (D1 y C3). Forma un acuífero intergranular confinado, multicapa, probablemente lenticular. No existen datos que permitan reconocer el área de recarga, pero se estima que ésta ocurre por conexión hidráulica hacia el oeste, con la UH A2. La transmisividad varía entre 50 y 300 m²/día, mientras que los caudales de aprovechamiento varían entre 2,8 y 39 l/s. B1. Arenas y gravas de moderada a baja consolidación, correspondientes a facies de 'till' de fusión, glaciotectonitas u otras subfacies permeables incluidos en los depósitos morrénicos de la Glaciación Llanquihue. Los depósitos morrénicos de la Glaciación Llanquihue son co-genéticos a los depósitos glaciofluviales que forman al UH A1, por lo que su posición estratigráfica en la secuencia general es la misma, situándose en la práctica, de manera yuxtapuesta, tanto horizontal como verticalmente (Fig. 4). Conforma acuíferos intergranulares, semiconfinados a confinados. Su recarga proviene desde las UH A1 y A2 con las cuales posee conexión hidráulica limitada, y por medio de la infiltración directa desde precipitaciones y aguas superficiales, a través de la zona no saturada. La transmisividad del acuífero varía entre 10 y 100 m²/día, y los caudales de producción entre 1,3 y 12,5 l/s. C1. Secuencia de arenas limosas y limos de origen glaciolacustres, de hasta 30 m de espesor. Ha sido

AP-CH

787

identificada desde la ciudad de Castro hasta la localidad de Putemún, afectada por la superficie de erosión actual. Actúa como capa semiconfinante y límite entre las UH A1 y A2. Los pozos que la atraviesan aprovechan acuíferos de las UH A2 o B1. C2. Areniscas bien consolidadas de la unidad geológica Estratos de Chonchi, dispuestas en discordancia sobre las rocas del Complejo Metamórfico Bahía Mansa. Constituye una unidad confinante basal para las UH de alto a moderado potencial. C3. Rocas del Complejo Metamórfico Bahía Mansa. Según fue reconocido, en esta unidad se desarrollaría la permeabilidad por una combinación de porosidad secundaria por meteorización y por fisuras de la roca. D1. Secuencia de limo, limos arcillosos y arcillas de origen glaciolacustre, de espesor variable entre 30 y 90 m. Su mayor desarrollo se ha identificado en pozos ubicados sobre la línea de costa de diversos sectores en las comunas de Dalcahue, Chonchi, e isla Lemuy. Su permeabilidad se identifica como muy baja a prácticamente nula. Constituye un acuícludo que actúa como capa confinante y límite inferior de las UH A1, A2 y B1, en su conjunto, separando hidráulicamente a éstas de la unidad A3. D2. Rocas ígneas de la unidad geológica Dacita Gamboa.

Rocas sin porosidad primaria ni desarrollo apreciable de porosidad secundaria por fisuras o meteorización. Referencias Arenas, M.; Duhart, P., 2003. Geología del Área Castro-Dalcahue,

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Figura 3. Esquema hidroestratigráfico para el acuífero periglacial del Pleistoceno Holoceno de Chiloé.

Figura 4. Perfil AD muestra la configuración hidroestratigráfica en el área de estudio; columnas representan pozos para el aprovechamiento de agua subterránea.

Miembro superior: UH A1, A2, B1 (libre, libre-cubierto, semiconfinado)

Miembro inferior: UH A3 (confinado)

D

788

Caracterización hidrológica de la Cuenca del Biobío Ivo Fustos* 1,2, Rodrigo Abarca del Río 1, Osvaldo Artal 1, Andrés Sepulveda 1 1 Departamento de Geofísica, Universidad de Concepción, Chile. Casilla 160-C. 2 Programa de Doctorado en Ciencias Geológicas, Universidad de Concepción, Chile. Casilla 160-C. 3 Consultora Ocean Applied Science Ltda. (OASC), Puerto Montt, Chile. * E-mail: ifustos@udec.cl Resumen. Se presentará estudio del comportamiento hidrológico superficial sobre la cuenca del Biobío. Para poder estudiar el comportamiento hidrológico superficial se ocupó un modelo hidrológico semi-distribuido llamado Variable Infiltration Capacity (VIC) propuesto por Liang (1994). El modelo de VIC fue aplicado a dos resoluciones espaciales, 12 y 3.8 Km, para estudiar su efectividad. Para aplicar VIC se implementaron bases de datos de textura de suelo, vegetación, un modelo de elevación y datos de forzantes y/o simulaciones según la resolución espacial trabajada. Teniendo los balances de masa de VIC se acopló a un modelo de routing propuesto por Lohmann (1996), calibrado a través de estaciones de prueba durante el año 2004 y finalmente validados usando el año 2005. Resultados preliminares muestran que el modelo simula la hidrología superficial de la cuenca del Biobío, pero no considera los efectos generados por el hombre, tal como la apertura de presas. Palabras Claves: VIC, hidrología superficial, modelos de caudal, textura de suelos. 1 Introducción El conocimiento científico de los riesgos a los cuales la población se puede ver afectada es crucial a la hora de realizar una toma de decisiones. Dentro de los peligros geológicos más relevantes para el territorio chileno, especialmente en la zona sur están las inundaciones. Las inundaciones son uno de los riesgos que más muertes causan año tras año a nivel global según el CRED (2002). En Chile existen experiencias en la zona sur con las inundaciones en la ciudad de Concepción durante el año 2006, la cual dejo casi la mitad de la ciudad bajo el agua. He aquí donde la vinculación entre el mundo científico y los actores civiles que conforman la sociedad cobra vital importancia. Para que pueda existir una vinculación entre el mundo científico y la sociedad, se debe tener una comprensión detallada entre los fenómenos hidrológicos vinculados a las inundaciones, los cuales permitan explicar el posible impacto que puede tener en la zona de estudio bajo distintos escenarios de forzamiento atmosférico. Dentro de las herramientas que permiten conocer la interacción entre los fenómenos hidrológicos a escala superficial se utiliza la modelación hidrológica. El modelo “Variable Infiltration Capacity (VIC)” propuesto por Liang (1994) es un modelo de balance de masas, el cual a partir de la interacción atmosfera-tierra

calcula los flujos de agua entrante en el suelo a partir de una curva de infiltración y el flujo de agua superficial (escorrentía). Este modelo ha sido aplicado a escala regional en numerosas cuencas a lo largo del mundo. Lugares de ejemplo es la cuenca de Arkansas realizado por Abdulla et al. (1996)) o la cuenca del Missouri trabajada por Wood et al. (1997) por citar a algunos. Este trabajo presenta las bases de la implementación de un modelo hidrológico acoplado a un modelo de enrutamiento de flujos sobre la cuenca del Biobío a dos distintas resoluciones espaciales. Los tamaños de las grillas usadas fueron de 12Km y 3.8Km. El forzamiento del modelo hidrológico, a dos resoluciones espaciales, entregará una visión del comportamiento hidrológico de la zona. Para poder calibrar y validar el modelo, éste será forzado usando datos meteorológicos (Resolución de 12Km) y simulaciones atmosféricas (3.8 Km.). Finalmente, la representatividad del modelo sobre la cuenca, se comparará con datos de estaciones de prueba pertenecientes a la Dirección General de Aguas en diferentes puntos del Biobio. 2 Metodología. 2.1 Base de datos y forzantes atmosféricos. Debido a la gran cantidad de parámetros requeridos por VIC, se recurrió a numerosas bases de datos de texturas de suelo, vegetación y modelos de elevación. Se ocupó una mezcla entre una base de datos de textura a alta resolución obtenida del Centro de Información de Recursos Naturales (CORFO-CIREN) y datos globales de la FAO (FAO, 1996) debido a que la primera base de datos estaba incompleta en algunas zonas de la cuenca. Para poder comprender la interacción entre la vegetación y la cuenca se usó la base de datos de vegetación a una resolución de 1Km (Hansen, 2000). Adicionalmente se procedió a ocupar un modelo de elevación obtenido de EROS (Verdin, 1996). Teniendo las bases de datos de textura de suelos, vegetación y elevación se procedió a forzar el modelo usando variables meteorológicas derivadas de datos globales con una resolución espacial de 0.25º y una temporal de tres horas (Sheffield, 2006). Los forzantes fueron interpolados a 0.125º afín de tener una mejor resolución espacial, se dio prioridad a la resolución espacial por sobre la temporal debido a la alta variabilidad del suelo presente en la cuenca del Biobío.

789

Posterior a ello se aumentó la resolución espacial acoplando el modelo VIC a simulaciones de forzantes de alta resolución espacial (3.8 Km) obtenidas a partir del modelo “Weather Forecast and Research, WRF” (Skamarock et al, 2005). WRF es un modelo numérico a mesoescala de última generación. Fue construido para ser aplicado tanto en pronóstico operativo de tiempo, como para investigación de los fenómenos meteorológicos. 2.2 Modelo Variable Infiltration Capacity, VIC El modelo Variable Infiltration Capacity, VIC (Liang, 1994). Corresponde a un modelo hidrológico de balance de masas que considera los distintos actores que se ven involucrados en el ciclo hidrológico sobre una cuenca. El modelo considera en el balance forzantes atmosféricos, datos de vegetación, propiedades físicas del suelo e infiltración. La suma de los anteriores parámetros permite al usuario poder estimar a partir de las bases de datos existentes los flujos de agua basal y tasas de escurrimiento sobre cada grilla que conforma la cuenca. Dado que se trabajo a una resolución espacial de 12 Km y 3.8 Km, se muestran los resultados para ambas resoluciones. 2.3 Acoplamiento de balances de masas con

modelo de enrutamiento de flujos. Para poder calibrar y validar el modelo se procedió a usar un modelo de routing de larga escala (Lohmann, 1996). El modelo de enrutamiento de flujos utiliza las ecuaciones linealizadas de Saint-Vennant para poder estimar el retraso del caudal utilizando una función de impulso unitario. Este método facilita mucho los cálculos, permite estimar los retrasos en un caudal debido a un forzamiento lejano dentro de la misma cuenca en una estación de prueba.

Figura 1 . Localización de Estaciones de prueba DGA. 2.4 Calibración y Validación del modelo. Se ocuparon datos in-situ de doce estaciones proporcionadas por la Dirección General de Aguas

(DGA). Las estaciones seleccionadas se pueden ver en la figura 1. Los datos fueron comparados con simulaciones diarias durante un periodo de calibración (2004) posterior a ello las simulaciones fueron validadas el año siguiente (2005). Lo anterior permite validar el modelo VIC sobre la cuenca del río Biobío. 3 Discusión y comentarios. Se logró simular el comportamiento hidrológico de la cuenca del Biobío tomando como años de calibración el año 2004 y como año de validación el año 2005. Se consideraron tres factores para estudiar la bondad de ajuste del modelo en la validación. Los factores usados fueron eficiencia, error cuadrático medio y correlación. Los valores de referencia fueron estaciones estaciones fluviométricas. Debido a la alta variabilidad de las texturas del suelo en la VIII región se decidió aumentar la resolución espacial en la cuenca de 12 Km a 3.8 Km. Se ha propuesto que el aumento de la resolución espacial ofrece una mayor sensibilidad y representatividad con respecto a la temporal en una cuenca hidrológica (Shrestha, 2002). Para estudiar la eficiencia del modelo se recurrió a usar el coeficiente de Nash y Sutcliffe representados a través del coeficiente NsC. Algunas estaciones, durante el proceso de validación, simulan los caudales con una alta eficiencia. Ejemplo de ello son las estaciones Bureo, Coihu y Desem (Ver figuras 2 a la 4). La estación Bureo (ver figura 2) presenta un buen ajuste con respecto a la generación de escorrentía superficial y simulación del flujo basal. Algunas deficiencias han sido encontradas en la estación Coihu (figura 3) en la cual existen problemas en la simulación de picos de escorrentía, aun así la correlación y su eficiencia son sumamente altas lo cual otorga un grado de confiabilidad como punto de control. La estación de la desembocadura simula con una alta eficiencia el caudal de la cuenca tanto a 12Km como a 3.8 Km de resolución espacial (Ver figuras 4 y 5). Esto nos permitirá más adelante poder estudiar el comportamiento de las propiedades físicas involucradas en cada zona de captación y estudiar el impacto de ellas a través de sus parámetros asociados en cada subcuenca. Al comparar los valores de eficiencia (NsC) en la estación Desem muestra que el aumento de la resolución espacial mejora la calidad de las simulaciones. Las estaciones fluviométricas, especialmente en la zona río abajo, simulan de manera muy eficiente los caudales de agua. Agradecimientos Los autores agradecen a la Dirección General de Aguas por la facilitación de las series de tiempo de caudales. Ivo

790

Fustos es becario CONICYT (Beca de Doctorado 21.120.451). Se agradece a la dirección de Postgrado de la Universidad de Concepción por el soporte financiero para la asistencia a este evento.

Figura 2 . Calibración y validación Estación Bureo (3.8 Km de resolución espacial, 3 horas de resolución temporal.)

Figura 3. Calibración y validación Estación Coihu (3.8 Km de resolución espacial, 3 horas de resolución temporal.)

Figura 4 . Calibración y validación Estación Desem (3.8 Km de resolución espacial, 3 horas de resolución temporal.)

Figura 5. Calibración y simulación Estación Desem (12 Km de resolución espacial, 3 horas de resolución temporal.) Referencias Liang, X., D. P. Lettenmaier, E. F. Wood, and S. J. Burges, 1994. A

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Wang and J. G. Powers, 2005. A Description of the Advanced Research WRF Version 2.

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Reconocimiento Hidrogeológico en Ciudades y Centros Poblados de la Región de Aysén, Chile. Panja Feuker * y Daniel Paéz *

Servicio Nacional de Geología y Minería, Oficina Técnica Puerto Varas, La Paz 406, Puerto Varas, Chile. * E-mail: panja.feuker@sernageomin.cl, daniel.paez@sernageomin.cl. Resumen. Se realizó un estudio hidrogeológico en doce localidades que incluye ciudades y centros poblados de la Región de Aysén, denominadas áreas Coyhaique- Valle Simpson Medio, Puerto Raúl Marín Balmaceda, Puerto Puyuhuapi, Puerto Cisnes, Puerto Aysén-Puerto Chacabuco, Villa Mañihuales, Villa Cerro Castillo, Puerto Ingeniero Ibáñez, Chile Chico, Cochrane, Villa O´Higgins y Caleta Tortel-Puerto Yungay. Se definieron unidades hidrogeológicas (UH) sobre la base de las unidades geológicas presentes en cada una de las localidades estudiadas, información que fue complementada con levantamiento de información geofísica (sólo en tres localidades) y muestreo geoquímico de aguas superficiales y subterráneas. Los resultados consisten en una cartografía hidrogeológica a escalas variables entre 1:25.000 y 1:100.000 que tienen carácter de mapas de reconocimiento, información que se encuentra limitada por el escaso desarrollo actual de captaciones de agua subterránea del tipo 'pozos profundos'. Palabras claves: Unidad Hidrogeológica, Potencial Hidrogeológico, Región de Aysén. 1 Introducción Un estudio de reconocimiento consiste en una primera aproximación a la evaluación objetiva del recurso, a escalas de carácter regional, en áreas en que o no existen antecedentes o existen de manera escasa y dispersa, con la finalidad de localizar las áreas de mayor potencial y planear, adecuadamente, etapas posteriores de prospección (Custodio y Llamas, 1996). Ésta sería la condición actual en la Región de Aysén, la cual ha sido abastecida, tradicionalmente, por fuentes superficiales de agua. Para el caso del conocimiento hidrogeológico, según registros al año 2010, existen para toda la región, tan sólo 14 pozos profundos habilitados para la extracción de agua subterránea. Mientras, el abastecimiento de agua mediante pozos someros o norias se realiza de manera dispersa, en captaciones que por lo general no superan los 4 m de profundidad, los que son utilizados, principalmente, para el uso doméstico en áreas suburbanas y rurales. En los mapas, las unidades hidrogeológicas (UH) fueron trazadas sobre la base de mapas geológicos confeccionados dentro del estudio de SERNAGEOMIN-GORE Aysén (2011), siendo caracterizadas según su potencial hidrogeológico para la extracción del recurso hídrico, siguiendo como guía referencial la nomenclatura y paleta de colores estandarizada establecida por la

Asociación Internacional de Hidrogeólogos (IAH; Struckmeier y Margat, 1995).

Figura 1. Ubicación de las localidades estudiadas y de los mapas hidrogeológicos elaborados. 2 Recursos de agua subterránea por

localidades En el área de Puerto Raúl Marín Balmaceda se identificó como unidad con alto potencial hidrogeológico a los depósitos sedimentarios fluviales y fluvioestuarinos localizados en los grandes valles glaciales y llanuras fluviales actuales. Una unidad con potencial hidrogeológico moderado a bajo, está constituida por depósitos sedimentarios de playa y eólicos actuales, y estaría condicionada por la presencia de estratos de sedimentos finos, y por la cercanía del margen costero marino. Depósitos sedimentarios de tipo remoción en masa, glacigénicos y volcano-sedimentarios fueron identificados como UH de bajo potencial hidrogeológico. En el área de Puerto Puyuhuapi se identificó una unidad de alto potencial hidrogeológico en depósitos sedimentarios de origen fluvial que rellenan los cauces y

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terrazas de inundación de los ríos Pascua y Ventisqueros, además de depósitos fluviales ubicados dentro del valle tectónico-glacial, al noreste del Canal Puyuhuapi. Se asumen condiciones variables de intercalación estratigráfica con otras unidades sedimentarias y volcánicas del Holoceno. Tres unidades de moderado a bajo potencial hidrogeológico se encuentran en depósitos de origen glacioestuarino, de remoción en masa y fluviales y glaciofluviales del Pleistoceno-Holoceno. En el área de Puerto Cisnes se identificaron tres unidades con alto a moderado potencial hidrogeológico en depósitos sedimentarios no consolidados. Estas unidades están asociadas a depósitos fluviales, glaciofluviales y glacioestuarinos del Holoceno, los que se localizan en los valles de los ríos Cisnes y María y en el área del poblado Puerto Cisnes. En Villa Mañihuales se identificaron tres unidades de alto potencial hidrogeológico. Estas corresponden a depósitos fluviales actuales, glaciofluviales del Pleistoceno-Holoceno y depósitos de remociones en masa del Holoceno, todas distribuidas en los valles principales. Un pozo profundo fue reconocido en el valle del río Mañihuales, el cual, según sus datos de niveles estáticos y dinámicos, refleja una conectividad hidráulica directa con el cauce fluvial. Depósitos sedimentarios de diversos orígenes en valles restringidos o en laderas de cerros fueron identificados como unidades con moderado a bajo potencial hidrogeológico. Estas unidades son aptas solo para captaciones someras de agua subterránea dado su bajo espesor o potencia. En el área de Puerto Aysén-Puerto Chacabuco existen 10 pozos profundos. Las profundidades de los tres pozos visitados en el sector de Bahía Chacabuco fluctúan en un rango comprendido entre 32 y 43 m, mientras los niveles estáticos en dos pozos son surgentes y en uno se encontraba bajo 2,5 m b.n.t. Los dos pozos con caudales de 0,5 y 9 l/s respectivamente se encuentran en depósitos morrénicos del Pleistoceno que, localmente, pueden formar acuíferos confinados a semiconfinados de reducida potencia. El pozo con un caudal de 48 l/s se ubica en depósitos glaciofluviales del Pleistoceno que forma acuíferos libres a semiconfinados con un muy bueno potencial hidrogeológico. Estos pozos no cuentan con registros estratigráficos. Se identificaron tres unidades con alto a moderado potencial hidrogeológico en depósitos sedimentarios no consolidados. Estas unidades están ubicadas en depósitos fluviales del Holoceno, glaciofluviales del Pleistoceno y estuarinos del Holoceno. Todos están asociados a los valles de los ríos Aysén, Blanco y Los Palos y a la parte sur-oeste de la Bahía Chacabuco. En el área de Coyhaique-Valle Simpson medio las unidades de alto potencial hidrogeológico se ubican en depósitos fluviales y aluviales actuales y subactuales, situados en la sectores de mayor desarrollo de llanuras de inundación y terrazas glaciofluviales en los valles de los ríos Pollux y Simpson. Dos pozos profundos se reconocen en los márgenes del río Simpson, los que, según sus datos de niveles estáticos y dinámico, refleja

una conectividad hidráulica directa con el cauce fluvial. Depósitos sedimentarios fluviales, aluviales y de remoción en masa, que forman el relleno de valles principales y secundarios, de reconocido bajo espesor, se identificaron como UH con moderado a bajo potencial hidrogeológico. Depósitos sedimentarios de origen glacial y glaciolacustres, de amplia distribución en el territorio fueron identificados como UH de bajo potencial hidrogeológico. En relieves de baja pendiente cubiertos por rocas sedimentarias de las formaciones Katterfeld, Apeleg y Divisadero y volcánicas de la formación Ibáñez fueron identificadas, sobre la base de interpretación de datos geofísicos y otras observaciones de terreno, como unidades de bajo potencial hidrogeológico. En el área de Villa Cerro Castillo se definieron dos unidades de alto potencial hidrogeológico, situadas en depósitos fluviales del río Ibáñez. Se estima que estas unidades poseen continuidad hidráulica directa con el cauce fluvial. Depósitos aluviales situados sobre pendientes moderadas, bajo espesor y/o altamente fragmentados, se identificaron como unidades de moderado a bajo potencial hidrogeológico. En Puerto Ingeniero Ibáñez se definieron unidades de alto potencial hidrogeológico en sedimentos aluviales y fluviales del Holoceno. Estas, están situadas en el cauce y riberas del valle del río Ibáñez y del estero Lechoso. Tres unidades de moderado a bajo potencial hidrogeológico se identificaron en depósitos sedimentarios de limitada extensión, de origen aluvial y deltaico del Pleistoceno y Holoceno. En el área de Chile Chico se identificaron dos unidades con alto potencial hidrogeológico, desarrolladas en depósitos fluviales actuales del cauce mayor del río Jeinimeni, sobre depósitos deltaicos en terrazas del río Jeinimeni y depósitos aluviales en el estero Las Horquetas. Dentro del dominio de cerros y colinas inmediatamente al oeste de Chile Chico, se definieron cuatro unidades de moderado a bajo potencial en depósitos sedimentarios fluviales, deltaicos y aluviales, conformando relieves de abanicos y llanuras restringidas, y que están caracterizados por su alta fragmentación y bajo espesor. En Cochrane se definieron dos unidades con alto a moderado potencial hidrogeológico en depósitos fluviales del Holoceno y depósitos glaciofluviales del Pleistoceno Superior, los que se ubican en los cursos actuales de los ríos Cochrane y Baker y en la ribera sur del lago Esmeralda. Se identificaron dos unidades con moderado a bajo potencial hidrogeológico en depósitos glacioaluviales del Pleistoceno Superior, y en depósitos aluviales y coluviales del Holoceno, en el valle del río Cochrane y al sur de la laguna del Diablo. En el área de Caleta Tortel-Puerto Yungay se identificaron dos unidades con alto a moderado potencial hidrogeológico, en depósitos sedimentarios no consolidados, fluviales y litorales del Holoceno y glaciofluviales del Pleistoceno(?)-Holoceno, sobre el cauce mayor del río Baker, en las desembocaduras de los

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ríos Vagabundo y Del Camino. Depósitos restringidos y discontinuos de remoción en masa se identificaron como una unidad de bajo potencial hidrogeológico. En el área de Villa O´Higgins se identificaron dos unidades con alto a moderado potencial hidrogeológico en depósitos fluviales y eólicos del Holoceno. Estas, están ubicadas entre el lago Cisnes y lago Ciervo y en los cauces de los ríos Mayer y Mosco. Además, se identificaron dos unidades con potencial hidrogeológico moderado a bajo en depósitos aluviales, deltaicos, coluviales y en depósitos de terraza ‘kame’ del Holoceno. Estas unidades se ubican al oeste del lago Cisnes, en el área del centro poblado y en el cauce del río Mosco. 3 Hidroquímica La facies química dominante en aguas subterráneas, en todas las áreas de estudio, es de aguas bicarbonatadas cálcicas, mientras la segunda facies dominante es de aguas sulfatadas (Fig.2). Tres muestras de las áreas de Puerto Chacabuco, Mañihuales y Raúl Marín Balmaceda dependen a la facies clorurada y una muestra de Coyhaique muestro un carácter bicarbonatado sódico. En toda el área se encontraron aguas dulces y dulces moderadamente mineralizadas según las clases definidas por Santibáñez (2003), las de mayor carga salina se encontraron en aguas subterráneas del área Raúl Marín Balmaceda. Según las muestras analizadas la mayor parte de las aguas naturales de la Región cumple con los requisitos para agua potable según NCh.409 (INN, 2005). Excepciones se encontraron para el parámetro Hierro en Puerto Cisnes, Villa Mañihuales, Puerto Aysén – Puerto Chacabuco, Coyhaique, Villa Cerro Castillo, Puerto Ingeniero Ibáñez y en Chile Chico. En Puerto Aysén – Puerto Chacabuco y Coyhaique algunas muestras sobrepasaron el valor límite establecido en la norma para manganeso.

Figura 2. Diagrama Piper en correlación a la salinidad de todas las localidades. El valor máximo se encuentra en Raúl Marín Balmaceda.

4 Conclusiones Según un levantamiento preliminar, en la Región existen sólo unidades hidrogeológicas de importancia local para el aprovechamiento de recursos de aguas subterránea. Las unidades hidrogeológicas de mayor potencial para desarrollar una actividad extractiva, se encuentran, principalmente, en los valles o terrazas conformados por depósitos sedimentarios fluviales y glaciofluviales actuales o subactuales, cuya amplitud y presencia se hace más relevante de este a oeste. En las localidades cordilleranas y de los relieves planiformes orientales, en los cuales la oferta hídrica es menor y existe demanda para el desarrollo de actividades de riego, las unidades con alto potencial hidrogeológico son de carácter restringido, estando muchas de ellas en relación a rellenos de baja potencia en los márgenes de cauces fluviales activos. Esta distribución se encuentra en íntima relación con la historia geológica reciente de la Región, en la cual los procesos glaciales fueron dominantes y modelaron el relieve actual, con una acción glaciaria, principalmente, de carácter erosivo, más que de acumulación. Por otra parte, el conocimiento de las características de permeabilidad de las formaciones sedimentarias, ígneas y metamórficas, expuestas en la mayor parte del territorio, es aún muy escaso. Sin embargo, en este trabajo se han definido como unidades de baja permeabilidad, con un potencial bajo o nulo para el desarrollo de una actividad extractiva de aguas subterráneas. Agradecimientos Esta contribución constituye parte del estudio ‘Investigación Geológica Minera Ambiental en Aysén’ financiado, parcialmente, con el fondo nacional de desarrollo regional del Gobierno Regional de Aysén y ejecutado por la Oficina Técnica Puerto Varas. Publicación auspiciada y patrocinada por la Subdirección Nacional de Geología de SERNAGEOMIN. Referencias Custodio, E; Llamas, M. R. 1996. Hidrología Subterránea, Vol. I y

II. 2350 p. Barcelona. INN, 2005. Agua Potable - Parte 1 - Requisitos. NCh.409/1.

Of.2005. Instituto Nacional de Normalización. 9 p. Santiago, Chile.

Santibáñez, I. 2000. Guía metodológica para la elaboración de

mapas hidrogeológicos. Servicio Nacional de Geología y Minería. Inédito. 15 p.

SERNAGEOMIN-GORE Aysén, 2011. Investigación Geológica

Minera y Ambiental en Aysén. Struckmeier, W. F.; Margat, J. 1995. Hydrogeological Maps: A

guide and a standard Lengend. IAH. International Contributions to Hydrogeology, Vol. 17, 177 p. Hannover.

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Sondajes eléctricos verticales para la caracterizac ión hidrogeológica en cuatro localidades de la Región d e Aysén. Daniel Páez D.* Servicio Nacional de Geología y Minería, La Paz 406, Puerto Varas, Chile * E-mail: daniel.páez@sernageomin.cl Resumen. Se realizó un estudio de reconocimiento hidrogeológico por medio de sondajes eléctricos verticales (SEV) en cuatro localidades de la Región de Aysén: Coyhaique-Valle Simpson, Villa Cerro Castillo, Puerto Ingeniero Ibáñez y Chile Chico. Los resultados consisten en modelos de capas geoeléctricas que, en algunos sectores, logran ser representativos de columnas estratigráficas locales conocidas, mientras que en otros, plantean nuevas hipótesis de la estratigrafía y condiciones hidrogeológicas del subsuelo, en un rango aproximado de 150 metros de profundidad. La abundante presencia de sedimentos de origen glacigénico, con importante fracción fina se identifica como uno de los principales factores geológicos para la recurrencia de bajas resistividades. Palabras Claves: Región de Aysén, Sondajes eléctricos verticales, resistividad eléctrica. 1 Introducción En la Región de Aysén el desarrollo de captaciones para el aprovechamiento de agua subterránea y, subsecuentemente, el conocimiento hidrogeológico de la Región, es a la fecha muy escaso. Ante un escenario de muy poca información referida a la existencia de pozos y/o sondeos, las técnicas geofísicas constituyen una gran ayuda para la prospección hidrogeológica, ya que permiten efectuar un diagnóstico preliminar de los materiales del subsuelo y de sus propiedades (Plata, 2000). Dentro de un estudio de reconocimiento hidrogeológico de la Región de Aysén se escogieron 4 localidades con proyección de crecimiento de su demanda hídrica, entre la que se encuentra la capital regional -Coyhaique- y sus alrededores inmediatos (Villa Valle Simpson y Ensenada Valle Simpson) y tres localidades dentro de la cuenca del Lago General Carrera: Villa Cerro Castillo, Puerto Ingeniero Ibáñez y Chile Chico, donde se aplicó la técnica de prospección eléctrica denominada Sondajes Eléctricos Verticales (SEV). 2 Metodología El método eléctrico resistivo utiliza la medición de la resistividad eléctrica o resistencia específica, generada en el terreno como respuesta a una corriente eléctrica inducida y transmitida al subsuelo para esos fines. La resistividad al paso de la corriente eléctrica de los materiales que

constituyen el sub-suelo depende de sus propiedades de consolidación, porosidad, composición mineralógica, contenido de agua y sales disueltas. Figura 1. Ubicación del área de estudio. Se utilizó la técnica de SEV con una configuración de tipo ‘Schlumberger’. En el área Coyhaique-Valle Simpson, las mediciones geoeléctricas se efectuaron con un equipo georesistivímetro marca IRIS, modelo Syscal R2. Aquí, las mediciones fueron efectuadas por un equipo profesional y técnico de SERNAGEOMIN. Mientras, en las otras localidades, las mediciones geofísicas estuvieron a cargo de la empresa consultora INGGEO (INGGEO, 2010). El proceso final de interpretación se efectuó en la Oficina Técnica Puerto Varas de SERNAGEOMIN, para lo cual se utilizó el software IPI2WIN v.3.0.1e. La adquisición de datos se realizó en dos campañas de terreno durante los meses de abril del 2009 y abril del 2010 con un total de 32 SEV en Coyhaique-Valle Simspson, 25 en Chile Chico, 4 en Villa Cerro Castillo y 4 en P. Ingeniero Ibáñez. Los resultados se entregan en la forma curvas de resistividad aparente y en de modelos de capas de resistividad eléctrica. 3 SEV en el área de Coyhaique - Valle

Simpson Una calibración de resistividades y límites de profundidad,

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comparados con una columna geológica conocida, se efectuó con el SEV CCO2 situado próximo al sondeo S-02, el cual posee una profundidad de 91,7 m (Compañía Chilena de Perforaciones Ltda., 2001). Figura 2. Ubicación de SEV del área Coyhaique-Valle Simpson. Dentro de los resultados en el sector, se destaca la identificación de capas de muy baja resistividad (~10 a 30 ohm*m) en toda el área urbana de Coyhaique, identificadas como sedimentos arcillosos de origen glaciolacustre (ej. SEV CCO-2 y CCO-6 de la Fig. 3). Aquí, la mayor parte de las veces, se identifica también un contraste notorio hacia resistividades modeladas,

superiores a 100 y 200 ohm*m, interpretada como una roca de baja consistencia, bajo los limos y arcillas lacustres.

Figura 3. Curvas de resistividad aparente y modelos de resistividad para SEV del área Coyhayque-Valle Simpson 4 SEV en las localidades de la cuenca del

Lago General Carrera. En Villa Cerro Castillo, los SEV se ubicaron en llanuras del río Ibáñez. Sus resultados mostraron bajos espesores de sedimentos, por lo que se interpreta que sólo existirían horizontes superficiales y de bajo espesor con posibilidades de constituir acuíferos de importancia. En Puerto Ingeniero Ibáñez, las prospecciones se concentraron sobre el abanico sedimentario aluvial en el que se emplaza el área urbana de Puerto Ingeniero Ibáñez. Aquí los modelos identifican varias capas con altos posibilidades de conformar o contener estratos acuíferos, partiendo desde niveles superficiales (~ 2 a 15 m de profundidad), a varios niveles de profundidades medias y moderadamente profundas, que abarcan un amplio rango desde 20 a 170 m. b.n.t., dependiendo del sector. En Chile Chico se realizaron un total de 25 SEV distribuidos en la llanura deltaica del río Jeinimeni, llanuras del Estero Burgos, terrazas antiguas del río Jeinimeni, y abanico aluvial de Estero Marques (Fig. 4). Debido a la geología y geomorfología variable, se distinguen distintos escenarios, con recurrencia de capas de muy baja resistividad, interpretados como depósitos de arcillas glaciolacustre. Horizontes interesantes para la exploración hidrogeológica, se encuentran a niveles superficiales (< 30), y sobre las capas identificadas como arcillas. Una pseudosección de SEV en la llanura del río Jeinimeni se muestra en la Fig. 5.

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Figura 4. Ubicación de SEV del área Chile Chico.. Agradecimientos Esta contribución cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería y forma parte estudio ‘Investigación Geológica Minera Ambiental en Aysén’

financiado, con el fondo nacional de desarrollo regional del Gobierno Regional de Aysén. Tabla 1. Modelos de capas geoeléctricas en Puerto Ingeniero Ibáñez. Referencias Compañía Chilena de Perforaciones Ltda., 2001. Ficha

Técnica Pozo Ch.P.Nº590. Escuela Agrícola de la Patagonia. Inédito. 1 p.

INGGEO, 2010. Servicio de Sondajes Geofísicos para el

Estudio de Investigación Geológica Minera y Ambiental de Aysén (FNDR Aysén) ejecutado por el Servicio Nacional de Geología y Minería. Inédito. 62 p.

Plata, J. L. 2000. Técnicas convencionales de geofísica de

superficie aplicadas en Hidrogeología. En Olmo, M. y López-Geta, J. A. (eds.). Actualidad de las técnicas geofísicas aplicadas en hidrogeología, IGME, p. 21-32. Madrid.

Figura 5. Pseudosección geoeléctrica proyectada desde los modelos de capas obtenidos de los SEV Ch. 20-19-21-22.

capa prof. m ρ capa prof. m ρ capa prof. m ρ capa prof. m ρ

1 0 - 4,4 446 1 0 - 0,6 348 1 0 - 0,6 286 1 0 - 0,6 508

2 4,4 - 9,8 128 2 0,6 - 1,3 751 2 0,6 - 1,1 215 2 0,6 - 1,3 228

3 9,8 - 21,8 406 3 1,3 -5,5 246 3 1,1 - 2,0 85 3 1,3 - 11,2 98,1

4 21,8 - 68,1 151 4 5,5 - 14 132 4 2,0 - 41 163 4 11,2 - 48,6 136

5 68,1 - 105 271 5 14 - 29 249 5 41 - 79,4 205 5 48,6 - 81,2 280

105 - 188 57,3 6 29 - 81 102 6 79,4 - 176 75 6 81,2 - 152 74

188 - 250 500 7 81 -97,2 205 7 176 - 250 502 7 152 - 250 923

8 97,2 - 250 681

PI-1 err.=3,2% PI-2 err.=2,6% PI-3 err.=3,9% PI-4 err.=4,0%

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