T-4 Volcanología y Geotermia

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Estratigrafía de la vertiente oriental del Volcán L anín: Su reconstrucción por eventos sin y postglaciarios Lucas Fennell*, Miguel Ramos y Andrés Folguera Laboratorio de Tectónica Andina del IDEAN (UBA-CONICET), Departamento de Ciencias Geológicas, FCEyN, Universidad de Buenos Aires, Argentina. * E-mail: lucasfennell90@gmail.com Resumen. La ladera oriental del volcán Lanín ha experimentado una reconstrucción sustancial en tiempos sin y postglaciarios. En la misma intervienen procesos laháricos, emisión de lavas, surges e importante volumen removilizado por acción de la remoción en masa. Se identifican dos eventos lávicos singlaciarios, uno interglaciario y otro postglaciario. La remoción en masa y el emplazamiento de flujos piroclásticos son enteramente postglaciarios. Palabras Claves: Lanín, volcanismo, singlaciario, postglaciario

Introducción El volcán Lanín es un estratovolcán compuesto, el cual forma parte de un alineamiento volcánico de orientación O-NO conocido como la cadena Villarica-Quetrupillán-Lanín. Situado en la Cordillera de los Andes, este volcán se ubica sobre la frontera entre la provincia de Neuquén en Argentina y Chile. Dicho volcán se encuentra emplazado sobre un basamento cristalino compuesto por gneisses paleozoicos, plutones félsicos cretácicos y secuencias volcaniclásticas cretácicas y paleógenas. Las rocas metamórficas que conforman su sustrato fueron asignadas por Turner (1965) a la Fm. Colohuincul, categoría modificada más tarde por Dalla Salda et al. (1991) como Complejo Colohuincul. Este constituye una asociación de rocas metamórficas de alto grado constituida por esquistos cuarzo-micáceos y gneisses. Localmente, edades K-Ar y Ar-Ar obtenidas por Lara y Moreno (2004) permiten determinar un evento de metamorfismo regional hace 300 Ma, para el Paleozoico tardío. Sobre este complejo se encuentra una asociación volcaniclástica constituida por brechas tobáceas, tobas y lavas y filones andesíticos, denominada Fm. Curarrehue sobre la vertiente chilena. La misma se encuentra intruida por tonalitas datadas en 73 ± 3 Ma K-Ar (Lara y Moreno, 2004) y por granitoides datados en 111 ± 4 K-Ar (Lara y Moreno, 2004) y 94 ± 2 K-Ar (Muzinaga et. al., 1998), asignándole a esta formación una edad mínima Cretácico inferior alto. Este grupo de intrusivos, compuestos principalmente por tonalitas y granodioritas con gabros y granitos subordinados, se los define informalmente como

Granitos Paimún (ca. 135-74) (Lara y Moreno, 2004). Estas unidades mesozoicas se encuentran cubiertas por una delgada secuencia de lavas andesíticas y tobas de edad Pliocena, definidas por Campos et. al. (1998) como Estratos de Pitreño. Sobre la vertiente argentina el basamento Paleozoico se encuentra cubierto parcialmente por secuencias volcaniclásticas del Oligoceno superior pertenecientes a la Formación Rancahue y del Cretácico superior Formación Auca Pan (Turner, 1965; Rapella et al., 1988; Franzese et al., 2011). El mapeo y la estratigrafía del volcán Lanín fueron recientemente realizados por Lara (2004), utilizando relaciones de campo y criterios geomorfológicos para construir una sucesión relativa de unidades. Particularmente, los depósitos piroclásticos de edad holocena han sido localizados estratigráficamente con edades 14C. La unidad más antigua corresponde a la unidad Lanín 1, conformada exclusivamente por las `Dacitas El Salto´, compuestas por lavas macizas dacíticas. Las mismas muestran evidencias de emplazamiento subglacial, y constituirían los restos de un estratovolcán antiguo. La edad de esta unidad es desconocida, aunque debe considerarse más antigua que ca. 200 ka (Pleistoceno Medio), valor máximo propuesto para la unidad Lanín 2. La unidad Lanín 2 está formada por secuencias volcaniclásticas interdigitadas con niveles basálticos, los cuales conforman la secuencia basal del estratovolcán actual. Dicha unidad presenta signos de erosión glaciaria para su sección inferior `Andesitas Río Malleo´ y para su sección media `Basaltos, andesitas y dacitas Correntoso´. En cambio, su sección superior `Andesitas Lago Paimún´, presenta características morfológicas que podrían indicar emplazamiento subglacial. La edad de esta unidad es probablemente más joven que la penúltima glaciación en los Andes del Sur (262-132 ka por Clayton et. al., 1997), pero menor al último reavance glaciar en la región (33,5-14 ka por Lowell et. al., 1995), el cual afectó a esta unidad. Por lo tanto, la edad de esta unidad se estima en el lapso Pleistoceno medio-superior (?). Por encima, se encuentra la unidad Lanín 3, integrada por una secuencia de lavas que presenta erosión fluvial profunda y escarpas de colapso gravitacional, distribuidas radialmente respecto del edificio volcánico moderno. Todas estas asociaciones indiferenciadas se agrupan bajo una categoría denominada `Basaltos y andesitas Lanín´. Debido a que esta unidad no

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presenta signos de erosión glaciaria, su edad máxima se acota en menos de ca. 14 ka y su edad mínima queda determinada por los depósitos piroclásticos suprayacentes que presentan una edad de ca. 9,81 ka en los niveles basales (Lara et. al., 2004). De esta manera, la edad asignada a esta unidad es Pleistoceno superior-Holoceno (?). Por último, la sección superior del Volcán Lanín está conformada por subunidades postglaciales, agrupadas bajo la unidad Lanín 4. La misma está compuesta por flujos lávicos basálticos y dacíticos, y flujos piroclásticos. La edad de esta unidad es asignada enteramente al Holoceno. Geología de la vertiente oriental del Volcán Lanín Utilizando relaciones observadas en el campo y criterios morfológicos a partir de imágenes satelitales, se realizó el mapeo de la vertiente oriental del volcán Lanín, el cual se puede observar en la figura 1.

Figura 1. Mapa geológico de la vertiente oriental del volcán Lanín. Este mapa está basado en una columna estratigráfica local (figura 2), que se ajusta a la estratigrafía propuesta por Lara (2004). En esta columna se observa una sección basal que apoya sobre el basamento cristalino, compuesta por flujos de lava de estructura botroidal, los cuales se correlacionarían con la unidad Lanín 1. Estos flujos de lava se encuentran modelados por la erosión glaciaria y,

actualmente, conforman la sección inferior expuesta en los antiguos valles glaciarios.

Figura 2. Columna estratigráfica esquemática de la vertiente oriental del Volcán Lanín que se ajusta a la propuesta de Lara (2004). En contacto neto sobre estas lavas, se encuentran 400 m de coladas recortadas por la erosión glaciaria, las cuales constituyen la sección superior de las artesas de los valles descriptos. Las mismas corresponden a las subunidades basales de la unidad Lanín 2. En algunos valles fluviales actuales se pueden observar depósitos de till, los cuales son consecuencia de la última glaciación en el área. Dentro de los antiguos valles glaciarios, se encontraron pillow lavas, evidencia de su emplazamiento subglacial, las cuales se pueden observar en la figura 3. Estas lavas se correlacionan con la subunidad superior de la unidad Lanín 2. Los eventos postglaciales comienzan con un nivel de colada, la cual presenta erosión fluvial profunda, escarpas de arranque y se correlaciona con la unidad Lanín 3. A continuación, se encuentran los depósitos de avalancha correspondientes a estas escarpas. Dichos depósitos presentan “hummocks” y fases de run-up” trepando sobre el área perivolcánica del basamento, como se puede apreciar en la figura 4. La secuencia continúa con un segundo episodio de coladas, distribuidas alrededor del edificio volcánico, caracterizadas por tonalidades más oscuras y rojizas, asociadas a conos adventicios de la base del volcán. Este segundo evento de coladas postglaciarias corresponde a la Unidad Lanín 4.

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Figura 3. Pillow lavas correspondientes a un evento singlaciario confinado a un valle con morfología glaciaria.

Figura 4. Vista de la fase de “run-up” de los depósitos de la avalancha I sobre el basamento cristalino. Por encima de estas últimas coladas, se observa un depósito de avalancha de menor volumen que el anterior, pero que presenta “hummocks” en su sector distal. Cubriendo a los depósitos de este segundo episodio de avalancha, se encuentra calcando la topografía un depósito piroclástico asociado a un surge de tonalidades claras, con abundantes estructuras traccionales. Coronando la columna, se ubican secuencias fluviales, lóbulos de solifluxión y depósitos de lahares, no claramente distinguibles entre sí, dado que su área de aporte es común y se encuentran encauzados en los mismos valles. Conclusiones Las unidades aflorantes en la vertiente oriental del Volcán Lanín se correlacionan perfectamente con las descriptas por Lara et. al. (2004). La sucesión relativa de eventos (pre, sin y post glaciarios) cuadra con el esquema de evolución propuesto por estos autores. Sin embargo, el trabajo de campo revela grandes volúmenes de material singlaciario y postglaciario que no habían sido descriptos

anteriormente y que han reconstruido sustancialmente la vertiente oriental de este volcán. Referencias Campos, A., Moreno, H., Muñoz, J., Antinao, J., Clayton, J., Martin,

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El sistema magmático-hidrotermal asociado al Volcán Tupungatito, Región Metropolitana, Chile Oscar Benavente 1,2*, Francisco Gutiérrez 1,2, Felipe Aguilera 2,3, Martin Reich 1,2, Franco Tassi 4 y Orlando Vaselli 4. 1 Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile. 2 Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA), Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile. 3 Departamento de Geología, Facultad de Ingeniería, Universidad de Atacama, Copayapu 485, Copiapó, Chile. 4 Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Florencia, Via La Pira 4,50121, Florencia, Italia. * E-mail: oscar.benavente.zolezzi@gmail.com Resumen. El Volcán Tupungatito es una caldera con ocho cráteres activos pertenecientes a la parte norte de la Zona Volcánica Sur, 70 km al Este de la ciudad de Santiago (33.4°S, 69.8°W; 5682 m.s.n.m). La fuente de los fluidos presentes es principalmente hidrotermal, con una componente magmática importante. El sistema volcánico esta dominado por un dominio profundo de gas y líquido en equilibrio a 330°C y uno vapor condensado más somero con una temperatura de equilibrio de 230°C. Palabras Claves: Volcán Tupungatito, Geoquímica de Fluidos volcánicos. 1. Introducción El volcán Tupungatito (33.4°S, 69.8°W; 5682 m.s.n.m) corresponde a una caldera volcánica localizada en la Región Metropolitana de Chile, 70 km al Este de la ciudad de Santiago (Fig. 1a). Actualmente, el Tupungatito es el volcán más al norte de la Zona Volcánica Sur (ZVS) en presentar actividad solfatárica permanente, incluida la existencia de tres lagunas cratéricas en su interior (Fig. 1b). Éste volcán es uno de los tres centros eruptivos (Tupungatito, San José y Maipo) de la ZVS norte en presentar actividad histórica, y cuya última erupción data del año 1987 (Stern et al., 2007). Producto de la altura de su cráter, el volcán Tupungatito está cubierto de nieve y hielo, actuando como un importante alimentador de los sistemas de drenajes de la alta cordillera. Éstos, en última instancia desembocan en el río Maipo, el cual cruza la ciudad de Santiago (Stern et al., 2007). A pesar de los potenciales riesgos geológicos existentes en una eventual erupción del volcán Tupungatito (e.j. flujo de ceniza, lahares y caída de ceniza), poco se sabe acerca de las características petrológicas de los productos volcánicos del Tupungatito (Hildreth and Moorbarth, 1988; Stern et al., 2007). Adicionalmente, no existen datos monitoreo sismológico del volcán, y tampoco un catastro geoquímico e isotópico de las numerosas manifestaciones termales dentro del cráter. Este trabajo presenta los primeros resultados de la composición química e isotópica de los gases y aguas recolectadas durante dos campañas de terreno, realizadas durante el mes de Febrero 2011 y Febrero 2012. Junto con el análisis de datos, se discute las principales

características geoquímicas de los fluidos emitidos en el volcán Tupungatito, y se formula un modelo conceptual del sistema magmático e hidrotermal. 2. Marco geológico El volcán Tupungatito se localiza en la Cordillera Principal de la Cordillera de los Andes, donde la geología consiste principalmente en secuencias marinas y volcanoclásticas Meso-Cenozoicas, de Este a Oeste respectivamente (Farías et al., 2010). Estructuralmente esta zona destaca por fallas inversas de alto ángulo asociadas a la inversión de la cuenca de Abanico en la parte Oeste, y fallas inversas asociadas a la faja plegada y corrida de Aconcagua en la porción Este (Farías et al., 2010). Ambos dominios litológicos y estructurales se encuentran en contacto a través del sistema de falla El Diablo (Farías et al., 2010). Depositado disconformemente sobre las deformadas secuencias Mesozoicas se encuentran los más de 6 km3 de lavas pertenecientes al edificio del Volcán Tupungatito (Hildreth and Moorbarth, 1988), que corresponde a una caldera volcánica compuesta con 8 cráteres activos anidados en su interior (González-Ferrán, 1995). La caldera tiene 5 km de diámetro y una edad Pleistocena reciente (González-Ferrán, 1995). Los productos volcánicos del Tupungatito tienen una composición andesítica a basalto andesítica (Hildreth and Moorbarth, 1988). La actividad histórica del Tupungatito registra 19 erupciones desde 1829, donde la mayor parte de éstas no superan el índice de explosividad 2 (González-Ferrán, 1995). Por otro lado, los registros históricos muestran que la mayoría de las erupciones del Tupungatito se encuentran temporalmente relacionadas con los grandes eventos tectónicos de Chile central (González-Ferrán, 1995). 3. Resultados La temperaturas de las fumarolas varían entre 82.5 y 117°C. El contenido de vapor de agua varía entre 72.4 a 75.69 % del volumen total. La composición de la fracción seca del gas se caracteriza por la presencia de CO2 como el gas más abundante (≤ 973.556 µmol/mol), y la presencia

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de gases ácidos como HCl (≤ 0.307 µmol/mol), HF (≤ 0.026 µmol/mol) y SO2 (≤ 0.215 µmol/mol). Otras especies importantes corresponden a H2S (≤ 22.217 µmol/mol), N2 (≤ 4.893 µmol/mol), S (≤ 0.001 µmol/mol), CH4 (≤ 0.439 µmol/mol), Ar (≤ 0.005 µmol/mol), O2 (≤ 0.029 µmol/mol), H2 (≤ 2.415 µmol/mol), He (≤ 0.094 µmol/mol) y CO (≤ 0.0019 µmol/mol). Las concentraciones de los hidrocarburos livianos (ΣC2-C7) varían entre 0.0017 y 0.0027 µmol/mol. El contenido de δ13C-CO2 varía entre -2.92 y -6.84‰ V-PDB. La composición isotópica varía para δD entre -55 y -72‰ V-SMOW, mientras que para δ18Ο lo hace entre -3.3 y 0.8‰ V-SMOW. La composición isotópica expresada en R/Ra varía entre 5.19 y 5.45. La temperatura del agua de la laguna cratérica alcanza los 32.2°C. El pH del agua es de 0.34, el total de sólidos disuelto es de 40 gr/lt y la composición química se caracteriza por la presencia de SO4 (12589 mg/lt), Cl (12504 mg/lt), Ca (1097 mg/lt), Na (589 mg/lt), K (355 mg/lt) y Mg (305 mg/lt). 4. Discusiones Las descargas fumarólicas del volcán Tupungatito pueden ser consideradas como el resultado de la mezcla entre dos miembros, uno relacionados a una fuente magmática y el otro a una fuente hidrotermal muy desarrollada. La fuente magmática está representada por las altas concentraciones de SO2 y N2, y la razón N2/He 800, ambas relacionadas a la deshidratación del slab (Figura 2). Por otro lado, la fuente hidrotermal está representada por la presencia de las altas concentraciones de H2S y CH4, y por el desarrollo de lagunas cratéricas dentro del crater, las cuales son las representaciones más someras del sistema hidrotermal (Varekamp et al., 2000). De acuerdo a la composición química de la laguna cratérica, ésta puede ser clasificada como una del tipo activa producto de la alta concentración de SO4 y Cl y su bajo pH, sugiriendo un importante input de gases ácidos de origen magmático en la génesis laguna. La composición isotópica de δ18O and δD de las fumarolas sugiere que el origen de los fluidos se debe al resultado de la mezcla entre aguas andesíticas y aguas meteóricas, mientras que la composición isotópica de He sugiere una mezcla entre un componente mantélico (R/Ra 8) y cortical (R/Ra 0.1). La composición isotópica de δ13C-CO2 indica que la principal fuente de carbón es la deshidratación de los sedimentos del slab, con un escaso input mantélico (MORB). De acuerdo a los cálculos geotermométricos, el volcán Tupungatito es un sistema vapor-líquido en equilibrio, donde el vapor es separado de un acuífero en ebullición a una temperatura de 330°C. Estos fluidos hacienden y son condensados en el sistema hidrotermal sobreyacente (scrubbing), haciendo que los fluidos estén controlados por el buffer hidrotermal (FeO-FeO1.5) a una temperatura entre

200 y 250°C. Este sencillo modelo geoquímico de la evolución de los fluidos, además de explicar bastante bien los datos químicos e isotópicos de los fluidos, entrega información acerca del estado eruptivo del volcán. Producto del abundante agua en la zona, existirá un balance entre el input de energía y masa desde la cámara magmática y el scrubbing de esta masa en el cuerpo de agua del sistema hidrotermal (Symonds et al., 2001). De esta manera las condiciones hidrotermales serán siempre una constante encima del volcán, hasta que exista un aumento importante del input energético y másico desde la cámara magmática (e.g. en periodos eruptivos). Muy diferente a lo que acontece en zonas áridas (norte de Chile), donde los volcánes por lo general tienen un sistema volcánico bien desarrollado encima del volcán y el sistema hidrotermal está supeditado a los bordes del volcán, por lo que durante periodos de actividad volcánica y entre éstos, el buffer volcánico siempre estará presente (Aguilera et al., 2011; Capaccioni et al., 2011). Agradecimientos Los autores agradecen a las siguientes fuentes de financiamiento: (i) MECESUP UCH-0708 por el financiamiento de la beca de doctorado del autor principal, (ii) FONDAP-Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA), por el financiamiento de los equipos de terreno, el trabajo de campo y la asistencia a congresos y (iii) PBCT-PDA07 por financiar equipo de trabajo y trabajo de campo. Referencias Aguilera, F., Tassi, F., Darrah, T., Moune, S., Vaselli, O. 2011.

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Figura 1 . a) Mapa ubicación del volcán Tupungatito en la Zona Volcánica. b) Mapa de los cráteres del volcán Tupungatito y los puntos de muestreo.

Figura 2 . Diagrama triangular de N2/100-Ar-He*10 de las descargas fumarólicas del volcán Tupungatito (Giggenbach et al., 1997).

Figura 3 . Diagrama binario de δ18O vs δD para las descargas fumarólicas del volcán Tupungatito.. Con fines de comparación se ponen los campos del volcán Lastarrias, Lascar y Tacora (Capaccioni et al., 2011), además de las precipitación de la zona de estudio y el campo de aguas andesíticas (Giggenbach et al., 1997).

Figura 4 . Diagrama binario de de la suma de las razones CO/CO2-H2/H2O v/s CO/CO2+CO/CH4 para las descargas fumarólicas del volcán Tupungatito..

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Características Geoquímicas de las Aguas del Sistem a Magmático-Hidrotermal del Complejo Volcánico Copahu e Caviahue (Neuquen, Argentina). Mariano Agusto 1, Alberto Caselli 1, María dos Santos Afonso 2, Ana Fazio 3, Silvia Farias 4, María Clara Lamberti 3, Nicolas Vigide 3 1: IDEAN-GESVA, Dpto. Cs. Geológicas, FCEN, Universidad de Buenos Aires. Ciudad Universitaria, Pab.2, 1428, Buenos Aires, Argentina. 2: INQUIMAE, FCEN, Universidad de Buenos Aires. Ciudad Universitaria, Pab.2, 1428, Buenos Aires, Argentina. 3: Dpto. Cs. Geológicas, FCEN, Universidad de Buenos Aires. Ciudad Universitaria, Pab.2, 1428, Buenos Aires, Argentina. 4: Centro Atómico Constituyentes, Comisión Nacional de Energía Atómica. Av. Gral. Paz 1499. B1650KNA- San Martín. Pcia. de Buenos Aires. Argentina. * E-mail: magusto@gl.fcen.uba.ar Resumen. El Complejo Volcánico Copahue Caviahue aloja un importante sistema magmático hidrotermal, cuyas expresiones superficiales son las manifestaciones fluidas del volcán Copahue y de una serie de áreas geotermales aledañas al volcán. De acuerdo a las características geoquímicas, las manifestaciones se dividieron según aguas del Sistema Volcánico-Hidrológico (SVH) con alta acidez y bajos valores en la relación SO4/Cl, Aguas Calentadas por Vapor (ACV) con alta acidez y altos valores SO4/Cl y Aguas de Deshielo (AD) neutras. Las aguas SVH presentan además altos valores relativos de F, señalando que actúan como condensadores directos de gases volcánicos. Las ACV se encuentran y enriquecidas en NH4, señalando el fuerte control en la composición por parte del sistema hidrotermal subsuperficial. Mediante esta caracterización se aporta información acerca del posible origen y los procesos involucrados en la formación de estas aguas. Palabras Claves: geoquímica de fluidos, volcán Copahue, áreas geotermales, sistema magmático-hidrotermal. 1 Introducción El Complejo Volcánico Copahue Caviahue (CVCC: 37,9ºS-71,2ºO) conforma el rasgo geomorfológico conocido como Caldera del Agrio o Caviahue, y se encuentra localizado en la provincia de Neuquén (Argentina) sobre la Cordillera de los Andes en el límite con Chile. El CVCC presenta un desarrollado sistema magmático hidrotermal, donde las manifestaciones superficiales más relevantes se encuentran en el edificio del volcán Copahue (37º45’S - 71º10.2’O, 2977 m s.n.m.) y en una serie de áreas geotermales aledañas al volcán dentro de la caldera (figura 1). El volcán Copahue es un estratovolcán basáltico-andesítico activo, emplazado en el sector occidental de la caldera, con una historia eruptiva reciente caracterizada por erupciones freáticas (1992-1995) y freatomagmáticas (2000) de baja magnitud (Delpino and Bermúdez, 1993 y 2002; Naranjo y Polanco, 2004). El sistema asociado al edificio del volcán presenta una laguna cratérica ácida (pH 0,3 – 0,8) con temperaturas entre 30 y 50°C (Varekamp et al., 2001; Caselli et al., 2005), y

vertientes calientes ácidas (pH entre 1-2, temperaturas hasta 81° C) que aguas abajo confluyen para formar el río Agrio con pH entre 2-3 (Tassi et al., 2007). Las diferentes áreas geotermales se encuentran al noreste del edificio del volcán (figura 1) por encima de un importante reservorio geotérmico (Panarello, 2002; Mas et al, 2005), y presentan manifestaciones de tipo boiling pools y bubbling pools de hasta 96º C, y fumarolas de hasta 135º C enriquecidas en H2S y CH4 (Agusto et al., 2007). En el presente trabajo se analizan las características geoquímicas de las distintas aguas superficiales de la región, termales y de deshielo (representativas de la recarga del sistema), realizada a partir de 213 muestras tomadas periódicamente entre los años 2003 y 2009. 2 Características composicionales de las

aguas Las manifestaciones fluidas del CVCC pueden asociarse y de acuerdo con rasgos superficiales y características geoquímicas (Agusto, 2011) según: a) aguas del Sistema Volcánico-Hidrológico (SVH), que involucran la laguna cratérica alojada en el cráter activo del volcán, las vertientes que emanan del flanco externo este del edificio volcánico, el río Agrio superior que se forma a partir de la confluencia de las vertientes, el lago Caviahue que recibe las aguas del río Agrio superior, y el río Agrio inferior que es el único efluente del lago Caviahue. Estas son aguas ácidas sulfato-cloruradas (figura 2) con bajos valores en la relación SO4/Cl (entre 2 y 9), altas concentraciones de floruros (F) y muy altos valores de conductividad (SC, hasta 100 mS/cm). b) aguas Calentadas por Vapor (ACV), pertenecientes a las distintas áreas geotermales (Las Máquinas, Las Maquinitas, Termas de Copahue, Anfiteatro y Chancho-Co), asociadas a aguas burbujeantes (“boiling, bubbling y mud pools”). Estas son fundamentalmente aguas ácidas sulfatadas (figura 2) con altos valores SO4/Cl (entre 100 y

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10000) y altas concentraciones de amonio (NH4), y altos valores de conductividad (SC, hasta 10 mS/cm). Sin embargo, se puede reconocer en el área de Termas de Copahue un grupo menor de aguas termales neutras bicarbonatadas. c) aguas de deshielo (AD), que involucran a las lagunas Las Mellizas, el arroyo Pucón Mahuida, el río Dulce, el río Hualcupén y el río Trolope. Estas son todas aguas neutras, frías, con composiciones intermedias (figura 2) y muy bajos valores de conductividad (SC, inferiores a 0,3 mS/cm).

Figura 2. Diagrama ternario SO4-Cl-HCO3 para las aguas superficiales del CVCC: 1) aguas ácidas sulfato-cloruradas (SVH), 2) aguas ácidas sulfatadas (ACV), 3) aguas neutras bicarbonatadas (ACV), 4) aguas neutras de composición intermedia (AD). 3 Discusión, origen y control de las

composiciones Las características geoquímicas de las aguas SVH estarían controladas por la composición del flujo de origen magmático que alimenta la cabecera del sistema, en el edificio del volcán Copahue. Este es un proceso de acidificación característico de sistemas hidrotermales y lagos cratéricos alojados en volcanes activos (Delmelle y Bernard, 1994; Kempter y Rowe, 2000; Varekamp et al., 2000). De esta manera, el flujo de origen magmático rico en gases ácidos altamente solubles como SO2-H2S, HCl y HF, se incorporarían rápidamente a la fase líquida (compuesta por vapor condensado en ascenso y aguas meteóricas ingresadas) en la zona hidrotermal vapor-líquido que se encuentra en el interior del edificio volcánico. Esto daría lugar a las soluciones con altos contenidos de SO4, Cl y F y bajo pH que alimentan la laguna cratérica, las vertientes y el sistema hidrológico asociado (Agusto, 2011). El CO2, el otro gas ácido magmático de relevancia, está inhibido para solubilizarse y aportar iones HCO3 a la solución debido a la alta acidez del sistema, ya que esta especie comienza a ser soluble en

forma significativa a partir de valores de pH de 5,5 en adelante. Las ACV están enriquecidas en SO4 como consecuencia de una importante pérdida de Cl y F dentro del sistema hidrotermal profundo. Los procesos que dan lugar a la formación de estas manifestaciones involucran, además de los fluidos profundos de origen magmático y las aguas meteóricas superficiales, el desarrollo de un importante ambiente hidrotermal subsuperficial correspondiente al reservorio geotérmico, que participa de manera significativa en el control de las manifestaciones superficiales. Los gases acidos magmáticos mas solubles como el HCl y HF quedan retenidos en el ambiente hidrotermal subsuperficial. Los gases ricos en H2S, típicos de estos ambientes hidrotermales reductores, al llegar a superficie se oxidan a SO4, enriqueciendo este compuesto en solución y acidificando sus aguas. Los altos contenidos de NH4 son consistentes con las características reductoras de estos ambientes hidrotermales subsuperficiales. Las ACV enriquecidas en HCO3 corresponden a las aguas termales neutras que se encuentran en el área Termas de Copahue. Los altos valores relativos de bicarbonato y temperaturas sugieren que estas aguas meteóricas someras-superficiales estarían recibiendo el aporte de un flujo caliente enriquecido en CO2 con una escasa o nula presencia de otros gases ácidos más fuertes. Las características composicionales de las AD pertenecientes a los cursos y cuerpos de aguas que no presentan ninguna relación con el sistema volcánico o las áreas geotermales, son coherentes con el origen a partir de la fusión del manto de nieve acumulado durante la etapa invernal y precipitaciones en general (nieve y lluvia). Estas aguas de origen meteórico serían representativas de las aguas que recargan el sistema. Referencias Agusto, M., Tassi, F., Caselli, A., Vaselli, O., Tedesco D., Poreda, R.,

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Figura 1. Ubicación del CVCC y volcán Copahue, y detalle de las distintas áreas y puntos de muestreo de las manifestaciones.

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Correlación entre anomalías térmicas, geoquímicas y procesos deflacionarios en el volcán Copahue. Mariano Agusto* 1, María Laura Velez 1, Alberto Caselli 1, Pablo Euillades 2, Franco Tassi 3, Bruno Capaccioni 4 y Orlando Vaselli 3 1Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires, Buenos Aires, Argentina 2 Instituto CEDIAC, Facultad de Ingeniería, Universidad de Cuyo, Mendoza, Argentina 3 Dipartimento Scienze della Terra, Universita di Firenze, Firenze, Italia 4 Dipartimento di Scienze della Terra e Geologia Ambientale, Universita di Bologna, Bologna, Italia

* E-mail: magusto@gl.fcen.uba.ar Resumen. El edificio del volcán Copahue aloja un sistema volcánico-hidrotermal activo que involucra una laguna cratérica termal hiperácida y vertientes asociadas. Las características físico-químicas de las manifestaciones superficiales están estrechamente relacionadas a las contribuciones de fluidos de origen magmático. A partir del seguimiento realizado desde el año 2003, se observó desde el año 2004 una anomalía térmica con importantes descenso de la temperatura del cráter en simultáneo con las mayores temperaturas registradas en las vertientes. Estos cambios termales se identificaron en correlación con variaciones geoquímicas de los fluidos y el inicio de un periodo deflacionario del edificio volcánico. Palabras Claves: volcán Copahue, geoquímica de fluidos, deformación, SBAS-DInSAR. 1 Introducción El volcán Copahue (37.53°S-71.10°O, 2997 m.s.n.m) se localiza en la provincia de Neuquén (Argentina), en el límite con la República de Chile. Corresponde a un estratovolcán fisural de composición basáltica a basáltica –andesítica, ubicado en el extremo suroeste de la depresión de Caviahue. La actividad eruptiva reciente comprende erupciones freáticas entre julio de 1992 y septiembre de 1995 (Delpino and Bermúdez, 1993; Bermúdez and Delpino, 1995) y una erupción freatomagmática en julio del año 2000 (Varekamp et al., 2001; Delpino and Bermúdez, 2002). El edificio volcán Copahue aloja un sistema volcánico-hidrotermal integrado por una laguna cratérica ácida (Cr) y 2 vertientes ácidas (V1 y V2) en el flanco oriental que aguas abajo dan origen al río Agrio (Varekamp et al., 2001 y 2009; Caselli et al., 2005; Tassi et al., 2007). Las características físico-químicas de las manifestaciones superficiales asociadas a sistemas volcánico-hidrotermales, están estrechamente relacionadas a las contribuciones de fluidos de origen magmático. Por lo tanto, el seguimiento de las variaciones geoquímicas y termales, pueden indicar cambios en las condiciones del sistema profundo. Estas variaciones en profundidad suelen dar lugar a procesos de deformación del edificio volcánico. Generalmente se asume que la deformación está relacionada a cambios de presión/volumen del reservorio magmático-hidrotermal (Dzurisin. 2006). Estos fenómenos pueden ocurrir antes, durante y/o después de los periodos

de actividad y su seguimiento es considerado un indicador del estado del sistema. 2 Variaciones geoquímicas y termométricas 2.1 Variaciones termales La laguna cratérica (Cr) del volcán Copahue (2700 msnm y diámetro ~250 m) presenta pH<1 y temperaturas que habitualmente varían entre 21 y 54º C (Varekamp et al., 2001; Caselli et al., 2005). Previo a la erupción de Julio del 2000 la temperatura del agua había descendido notablemente, con 8 °C en enero y 5°C en abril del 2000 (Pedrozo et al., 2008). Durante el periodo eruptivo la laguna desaparece y comienza a formarse nuevamente y recuperar su aspecto habitual hacia el año 2001. En mayo del 2004 la temperatura del agua de la laguna era de 13,5°C con azufre flotando en su superficie, y para julio del 2004 la superficie del lago se encontraba congelada en ~80% (Caselli et al., 2005; Agusto 2011). En los meses siguientes la porción congelada fue disminuyendo y hacia fines del mismo año la laguna había recuperado su aspecto habitual. Durante los años siguientes la temperatura se mantuvo entre los 30 y 45°C. El congelamiento de una laguna cratérica activa es una situación poco común, y una anomalía térmica (AT) de estas características nunca se había observado antes en el volcán Copahue. Simultáneamente a AT, las vertientes ácidas (pH 1-2) presentaron las temperaturas más altas registradas durante el periodo de seguimiento: con 81 °C en V1 y 69°C en V2. Las dos vertientes se encuentran separadas por ~200 m con diferentes altitudes, V1 hacia el sur (2590 msnm) y V2 hacia el norte (2545 msnm). Luego de este periodo las aguas de las vertientes volvieron a las temperaturas habituales (TV1 = 60-70°C, y TV2 = 40-50°C). Cabe destacar que las condiciones meteorológicas durante el periodo AT fueron las habituales en la región (AIC, 2008), por este motivo no se atribuye esta anomalía a condiciones climáticas. 2.2 Variaciones geoquímicas Las aguas de Cr presentan altos contenidos de especies derivadas de volátiles de origen magmático: SO4, Cl y F con valores de hasta 33000, 11500 y 850 mg/L,

429

respectivamente. Las aguas de V1 y V2 presentan valores similares, con concentraciones de SO4, Cl y F de hasta 27000, 8200 y 600 mg/L, respectivamente (Agusto, 2011). De acuerdo con la distribución de especies mayoritarias, las aguas ácidas del cráter y las vertientes son de tipo SO4(Cl)-Ca(Fe, Al). Sin embargo, la relación de masa aniones/salinidad es de 0,9 mientras que la de cationes/salinidad es 0,1. Esto indicaría que la composición de las aguas del sistema estaría principalmente controlada por las especies de origen magmático (aniones). A partir de las variaciones registradas para las diferentes especies químicas, se observó que la relación SO4/Cl se mantenía en valores constantes entre 1 y 3, con excepción de un marcado pico positivo en las vertientes V1 y V2 en correlación con el intervalo AT (figura 1). Fazio et al., (2008) señaló que durante el periodo AT hubo un aumento de especies minerales saturadas. Un incremento en la relación SO4/Cl y en especies saturadas fue observado también en el sistema durante el evento eruptivo del año 2000 (Varekamp et al., 2009). El aumento en esta relación puede estar asociado a procesos intrusivos de magma fresco en el sistema o al desgasado de fluidos profundos durante el ascenso, debido a la menor solubilidad de las especies de S (SO2 y H2S) respecto al HCl en magmas como así también en acuíferos (Giggenbach, 1996; Symonds et al, 2001). 3 Deformación en superficie 3.1 Interferometría Diferencial La medición de la deformación se realizó a partir del procesamiento SBAS-DInSAR (Small Baseline Subsets-Differential Interferometry Synthetic Aperture Radar), que permite la evaluación temporal de la deformación observada (Berardino et al., 2002). El conjunto de imágenes Envisat-Asar procesadas consiste en 30 en pasada ascendente y 14 en pasada descendente, en el periodo 2002-2007. Es importante destacar que las imágenes correspondientes a meses invernales fueron descartadas durante el procesamiento para evitar la construcción de mapas de deformación con baja coherencia. Se obtuvieron un total de 72 interferogramas diferenciales en los que se observa un claro patrón deflacionario en coincidencia con el edificio volcánico Copahue. El análisis temporal de la deformación permitió obtener el mapa de velocidad media de deformación donde se observa una tasa máxima de – 2 cm/año localizada sobre la ladera norte del edificio volcánico (Vélez 2012). Las series temporales de deformación para cada pixel del área indican que el proceso deflacionario comienza de forma marcada a principios del año 2004 (figura 1). 3.2 Modelización inversa La interpretación y análisis de la deformación registrada se realiza mediante la utilización de modelos matemáticos

que simulan la realidad de forma simplificada a partir de fuerzas o desplazamientos en profundidad denominados fuentes de deformación. De esta forma, partiendo de los datos de superficie se busca obtener mediante el modelado inverso, los principales parámetros que caracterizan la fuente responsable de la deformación observada. El método de modelado inverso aplicado combina los modelos directos con un algoritmo genético que permite encontrar el mejor conjunto de parámetros que minimice el desajuste entre los valores del modelo y las observaciones. Los resultados del modelado realizado en el volcán Copahue muestran que el mejor ajuste está dado por una fuente elipsoidal oblada (Yang et al. 1988) o lente horizontal de deformación, ubicada a 4 km de profundidad por debajo del edificio volcánico que sufre una pérdida de volumen de 0.0015 m3/año (Vélez, 2012).

Figura 1. Mapa de velocidad media de deformación, y

correlación entre serie temporal para el área de máxima deformación y variación SO4/Cl durante el intervalo AT.

4 Discusión El modelado de los sistemas magmático-volcánico-hidrotermales involucra la consideración no solo de una cámara magmática, sino también una zona de comportamiento plástico que la rodea. En la parte superior de esta zona plástica se alojan y concentran los fluidos que se desprenden de la cámara. Desde la parte superior y hacia la superficie se encuentra la zona de dominio frágil donde circulan los fluidos hidrotermales. El límite entre los dominios plástico y frágil está dado por una zona de auto-sello denominado carapace, que se produce en general

430

siguiendo la isoterma cercana a los 400°C, desarrollada entre los 3 y 4 km de profundidad (Fournier, 1991). El equilibrio de estos sistemas suele interrumpirse por periodos breves en los que la roca se comporta de manera frágil y libera los fluidos acumulados (Fournier, 2006). Dependiendo de la magnitud del evento, la liberación de estos fluidos hiperconcentrados desde la zona plástica es registrada en superficie mediante variaciones en las condiciones físico-químicas de las manifestaciones fluidas y procesos deformacionales del edificio volcánico. Esta situación habría producido la sobresaturación de la base del sistema cratérico con un mayor número de fases minerales (cuarzo, yeso, cristobalita y sílice amorfa, según Fazio et al., 2008), y la disminución de la permeabilidad de los conductos someros que alimentan a la laguna cratérica. Esta desconexión parcial por efecto sello habría generado una eventual estratificación en las aguas de la laguna cratérica, y el consecuente descenso de la temperatura con el congelamiento de la capa superficial por exposición a las bajas temperaturas ambientales. El flujo de origen profundo continúa siendo canalizado y emitido por las vertientes donde se observan los mayores valores de SO4/Cl y temperatura de todo el registro. La fuente de deformación modelada estaría asociada a los procesos que tienen lugar a profundidades de la parte superior de la zona plástica, relacionados al escape de gases magmáticos y fluidos salinos hiperconcentrados hacia la zona hidrostáticamente presurizada. Este mecanismo sería el responsable de la pérdida de volumen en profundidad y en consecuencia, de la deflación observada en superficie. Posteriormente se retorna a las condiciones normales de desgasado y el mecanismo convectivo de las aguas de la laguna, lográndose nuevamente la homogeneización térmica y composicional habitual. Este comportamiento puede enlazarse a las características de las últimas erupciones registradas en el volcán Copahue. Los eventos eruptivos de tipo freáticos registrados entre 1992 y 1995 estuvieron caracterizados por la emisión de material compuesto principalmente por azufre, sílice amorfa y bloques accidentales provenientes del conducto de alimentación. En este sentido, un flujo anómalo de origen profundo habría generado la obturación del sistema somero. Esta disminución de la permeabilidad habría generado un aumento de presión en la parte superficial del aparato volcánico, que al alcanzar eventualmente un valor crítico podría resultar en una descompresión violenta con la consiguiente eyección de los depósitos minerales que habrían actuado de sello. Esto es consistente con las características del material piroclástico arrojado en las erupciones freáticas registradas durante la década del 90’. Referencias Agusto, M., 2011. Estudio geoquímico de los fluidos volcánicos e

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431

Parámetros termales en el subsuelo de la cuenca de Santiago: Metodología y primeros resultados Mauricio Muñoz*, Valentina Flores-Aqueveque, Annel i Gramusset, Gabriel Vargas, Sofía Rebolledo, Sergi o Sepúlveda, Miguel Ángel Parada, Diego Morata

Departamento de Geología y Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA), Plaza Ercilla # 803-Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile * E-mail: maumunoz@ing.uchile.cl Resumen. Se presenta la metodología utilizada actualmente para la determinación de parámetros termales en el subsuelo de la cuenca de Santiago. El objetivo es la caracterización termal somera de la cuenca, incluyendo aspectos como distribución de temperaturas en profundidad, gradiente geotermal, conductividad termal, fuentes de calor, tasa de producción de calor, densidad de flujo calórico y factores perturbadores del sistema, tales como flujos subterráneos de agua. Los resultados preliminares del estudio indicarían la existencia de variaciones espaciales en la densidad de flujo calórico y sugieren la existencia de perturbaciones de la estructura termal del subsuelo de la cuenca de Santiago. Palabras Claves: Cuenca de Santiago, parámetros termales, geotermia de baja entalpía. 1 Introducción Los sistemas geotermales de muy baja entalpía son aquellos cuyas características termales e hidráulicas en profundidad no son suficientes para la producción de energía eléctrica. Sin embargo, sus propiedades sí son propicias para usos directos de la energía. A escala mundial, en 2005 se estimó una capacidad instalada de 28.268MWt en usos directos de la geotermia, la cual aumento a 48,483MWt a finales del 2009 (Lund et al., 2005, 2011). La distribución de los usos de la energía termal es aproximadamente: 47% en bombas de calor geotermal, 26% en baños termales, 15% en climatización, 6% en invernaderos, 3% en procesos industriales, 3% en acuicultura, <1% en deshidratación de alimentos, <1% en derretimiento de nieve y <0,2% en otros usos (Lund et al., 2011). En Chile, los recursos geotermales no han sido masivamente utilizados, debido a factores técnicos y de mercado, entre dichos factores se encuentra la ausencia de una cuantificación de los mismos. Los estudios previos en la cuenca de Santiago son escasos. Uyeda et al. (1978) reportó un flujo calórico de 78,7mW/m2 en el límite occidental de la cuenca (mina La Africana – Lo Aguirre), correspondiente al único valor obtenido por método convencional, es decir mediante la determinación de gradiente geotermal y conductividad termal en un pozo profundo. Muñoz (1987) estimó un flujo calórico promedio para la cuenca de 92,5±16,6 mW/m2 a partir de un geotermómetro de sílice aplicado en un conjunto de 257 análisis de aguas subterráneas.

Dentro de este marco, el Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA) ha iniciado el proyecto “Determinación de parámetros termales en el subsuelo de las cuencas de Santiago y Talca: Implicancias para el uso directo de la energía geotérmica”, cuyo objetivo principal es determinar, en las áreas de estudio, la densidad de flujo calórico y reconocer anomalías termales en el subsuelo. Para ello se requiere establecer localmente en ambas zonas de estudio: i) el gradiente geotermal en los pozos disponibles, ii) la conductividad termal en los suelos y rocas, iii) las fuentes de calor y iv) las perturbaciones que afectan la estructura termal. 2 Metodología y resultados La metodología utilizada para determinar la densidad de flujos termales en la cuenca de Santiago, es la misma que se ocupa ampliamente en distintas partes del mundo con la intención de cuantificar el recurso geotermal de baja entalpía (International Energy Agency Technology Roadmap: Geothermal Heat and Power, 2011). Mediciones del gradiente termal Para la determinación de gradiente geotermal se necesitan mediciones de alta precisión de temperatura a lo largo de una sección vertical. Esto se realizó introduciendo un termómetro de alta precisión al interior de pozos para la extracción de agua subterránea. Se utilizó la sonda Antares (modelo 1854), que registra temperaturas de manera discreta con una exactitud de 0,1°C y una resolución de 0,005°C. Posteriormente, asumiendo equilibrio térmico entre el agua y el sedimento, se estimó el gradiente termal con la metodología de la temperatura del fondo del pozo (BHT, bottom hole temperature) que determina el gradiente de temperatura, con la de la base del pozo y un punto de temperatura promedio anual cerca de la superficie. Esta medición puede estar alterada por diversos factores, como el proceso de perforación mismo, que genera calor, o bien por un bombeo o inyección de fluidos en la perforación (Beardsmore y Cull, 2001). Mediciones de conductividad termal Las mediciones fueron realizadas en el Laboratorio de

432

Sólidos del IDIEM (Universidad de Chile), con el equipo Isomet 2114. Se ocupó la técnica transiente llamada fuente plana de calor constante, propuesta por Mongelli (1968). Esta técnica consiste en suministrar calor a una tasa conocida Ǭ y registrar el aumento de temperatura en función del tiempo T(t) (Carslaw y Jaeger, 1959):

T(t)=[Ǭ ][(

) exp(-Fo)-0,5erc(

√ )]

Donde Fo es el Número de Fournier adimensional at/x2, que es la razón del calor transportado sobre la energía termal almacenada. El equipo debe ser calibrado, midiendo una muestra estándar de sílice amorfa (λ=1,26 [W/m°C]) con lo que se obtiene un factor de corrección, dado por:

λcorreg=()(á !")

Finalmente, el valor de la conductividad termal se obtiene multiplicando el factor de corrección λcorreg por el valor medido. Medición de la tasa de producción de calor Para estimar la tasa de producción de calor, debido a la desintegración radiactiva es necesario determinar las concentraciones de U, Th y K y ocupar la relación propuesta por Rybach (1988):

H=10-5ρ(9,52cU + 2,56cTh + 3,48cK) [µWm-3]

Donde ρ es la densidad de la roca, cU ,cTh y cK corresponden a las concentraciones de U (en ppm), Th (en ppm) y K (%-peso), respectivamente. Para esto se realizarán mediciones en terreno, tanto en afloramientos de rocas y en sedimentos del relleno de la cuenca de Santiago, con el espectrómetro/escintilómetro RS-125 que permite medir las concentraciones de U y Th en ppm y K en %-porcentaje peso, además de la radiación-γ en cps. 2.1 Valores de conductividad termal Se midió conductividad termal en muestras de roca (tonalita) y sedimentos de tamaño grava fina a limo, pertenecientes a la cuenca de Santiago. En rocas tonalíticas varía entre 2,7-3,3W/m°C y aumenta a medida que aumenta el tamaño de grano. La conductividad termal de los sedimentos secos varía entre 0,23-0,81W/m°C, aumentando notablemente al incrementar el contenido de agua, debido a la mejor conectividad de las partículas (Bristow, 1998; Carson y Selhon, 2010). El aumento en la conductividad termal de sedimentos puede ser hasta un orden de magnitud. Estoes evidente en las muestras de arena, ya que presentan valores aproximados de 0,3 y 2 W/m°C, en estado seco y saturado respectivamente.

2.2 Gradiente geotermal Para calcular los gradientes termales en los pozos medidos, sólo se consideró el tramo en que la sonda midió temperatura en el agua, ya que en el aire la temperatura está evidentemente influenciada por la temperatura ambiente.Los gradientes termales estimados con el método del fondo del pozo (BHT) fueron de 74,1°C/km en Chacabuco, 37,2°C/km en Colina y 16°C/km en Maipú. La profundidad de los pozos medidos es de 52, 58 y 150 metros respectivamente (Fig. 1). 3 Discusión 3.1 Gradiente geotermal Las mediciones ya obtenidas de gradiente geotermal permiten reconocer los distintos escenarios, en la calidad de los datos de temperatura, para estimar el gradiente termal. En Chacabuco se observa un claro aumento de la temperatura con la profundidad (Fig. 1), mientras que en Maipú la temperatura permanece constante a medida que se aumenta la profundidad, finalmente en Colina la cantidad de datos puede considerarse insuficiente para estimar un gradiente termal. Asimismo, a partir de estos datos se confirma la existencia de variaciones tanto en la magnitud de las temperaturas, como también en el gradiente de temperatura.Los datos de gradiente termal presentados en este trabajo, serán confirmados y medidos en distintas épocas del año, para establecer un posible efecto de la temperatura ambiente. 3.2 Conductividad termal Los resultados de conductividad termal obtenidos no son comparables a resultados de conductividad termal esperados para las muestras de sedimentos in-situ. Lo anterior se debe a que el grado de compactación, cementación y saturación de las muestras analizadas, debe ajustarse a las condiciones esperadas en los distintos escenarios que se presentan en la cuenca de Santiago. Sin embargo, el rango de valores esperados para la conductividad termal en sedimentos finos de la cuenca de Santiago, es similar a los valores medidos y estimados en sedimentos (Usowicz et al., 2006). Además, en el laboratorio fue posible observar fenómenos esperables de acuerdo a la literatura, respecto del aumento de la conductividad con el amento del tamaño de grano (Weidenfeld et al. 2004, Zhang et al., 2011) y el aumento de la conductividad termal con el aumento en el contenido de agua (Bristow, 1998). Los datos de conductividad termal, serán confirmados y medidos la cantidad de veces suficientes, que permitan disminuir el error en la estimación.

433

3.3 Proyecciones del proyecto El principal objetivo del proyecto es cuantificar el recurso geotermal de baja entalpía en las cuencas de Santiago y Talca, con la intención de fomentar el uso de la energía geotérmica de muy baja entalpía. Para cumplir lo anterior, dentro de los próximos 2 años se elaborarán mapas de densidad de flujo de calor en ambas cuencas, además de mapas de temperatura en profundidad y se aportará a la caracterización de los principales acuíferos. Para obtener mapas de temperatura en profundidad, se ampliará la cantidad de pozos medidos, hasta llegar a una densidad de puntos suficientes que cubran las cuencas seleccionadas. Adicionalmente se estudiarán las principales fuentes de calor y los factores que puedan afectar la estructura termal del subsuelo. Agradecimientos Este estudio es financiado por la División de Energías Renovables no Convencionales de la Subsecretaría de Energía (Ministerio de Energía, Chile) yel Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA), Proyecto Fondap CONICYT nº15090013. Referencias Beardsmore, G.R., Cull, J.P. 2001. Crustal heat flow. A guide to

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Figura1. Gradiente de temperatura estimado con el método de la temperatura del fondo del pozo (BHT), para Chacabuco, Colina y Maipú. Se observa que en Chacabuco la temperatura aumenta con la profundidad, lo que no ocurre en Colina ni Maipú.

434

Aumento térmico y composicional de las aguas cratér icas del Volcán Copahue registradas durante el año 2012 (Neuquen, Argentina). Alberto Caselli 1, Mariano Agusto 1, Bruno Capaccioni 2 ,Franco Tassi 3, Giovanni Chiodini 4 y Daniele Tardani 5 1: IDEAN-GESVA, Dpto. Cs. Geológicas, FCEN, Universidad de Buenos Aires. Ciudad Universitaria, Pab.2, 1428, Buenos Aires, Argentina. 2 Dipartimento di Scienze della Terra e Geologia Ambientale, Universita di Bologna, Bologna, Italia 3 Dipartimento Scienze della Terra, Universita di Firenze, Firenze, Italia 4 Osservatorio Vesuviano, INGV, Napoli, Italia 5 Universidad de Chile * E-mail: acaselli@gl.fcen.uba.ar Resumen. El Complejo Volcánico Copahue Caviahue aloja un importante sistema magmático hidrotermal, cuyas expresiones superficiales son las manifestaciones de la laguna craterica y manantiales sobre el flanco oriental del edificio volcánico. De acuerdo a las características geoquímicas, las manifestaciones del Sistema Volcánico-Hidrológico (SVH, Agusto 2011) con alta acidez y bajos valores en la relación SO4/Cl señalando que actúan como condensadores directos de gases volcánicos. En el presente trabajo se da a conocer e interpreta el posible origen de la anomalía térmica y composicional observada en marzo de 2012, con un aumento de la temperatura del orden de los 20°C y descenso del pH a valores de extrema acides. Palabras Claves: anomalía térmica, geoquímica de fluidos, volcán Copahue, sistema magmático-hidrotermal. 1 Introducción El Complejo Volcánico Copahue Caviahue (CVCC: 37,9ºS-71,2ºO), conformado por la Caldera del Agrio (o Depresión de Caviahue) y el volcán Copahue, se encuentra localizado sobre la Cordillera de los Andes en el límite Argentina-Chile (provincia del Neuquén). El CVCC presenta un desarrollado sistema magmático hidrotermal, donde las manifestaciones superficiales más relevantes se encuentran en el edificio del volcán Copahue (37º45’S - 71º10.2’O, 2977 m s.n.m.) y en una serie de áreas geotermales aledañas al volcán localizadas dentro de la caldera. El volcán Copahue es un estratovolcán basáltico-andesítico activo, emplazado en el sector occidental de la caldera, en cuya cima presenta 9 cráteres orientados en dirección NE, de los cuales el ubicado en el extremo oriental es en la actualidad el más activo. Durante los últimos 250 años este volcán ha experimentado al menos 12 erupciones freáticas y freatomagmáticas de baja intensidad (Martini et al., 1997; Naranjo y Polanco, 2004). Las últimas erupciones se desarrollaron desde el cráter más oriental en los años 1992 y 1995 caracterizadas por erupciones freáticas y Julio-Octubre del 2000 de tipo freatomagmáticas, todas de baja magnitud (Delpino y

Bermúdez, 1993 y 2002; Naranjo y Polanco, 2004). El cráter activo aloja una laguna ácida con pH menor a 1 y temperaturas de hasta 50º C (Varekamp et al., 2001; Caselli et al., 2005). Vertientes ácidas y calientes (pH entre 1-2, temperaturas hasta 81° C) emanan desde el flanco este del cráter activo y confluyen para formar las nacientes del Río Agrio, cuya composición química afecta al sistema hidrológico de esta área. En el presente trabajo se da a conocer y se analizan las variaciones térmicas y composicionales observadas en la laguna cratérica y vertientes en marzo-abril de 2012 a partir de la comparación con las muestras tomadas periódicamente entre los años 2003 y 2009. 2 Características composicionales de las

aguas Las manifestaciones fluidas del sistema magmático hidrotermal que involucran la laguna cratérica y las vertientes, son aguas ácidas sulfato-cloruradas con bajos valores en la relación SO4/Cl (entre 2 y 9), altas concentraciones de floruros (F) y muy altos valores de conductividad, que alcanzan hasta 100 mS/cm (Agusto 2011). La temperatura del agua de la laguna cratérica, previo a la erupción de Julio del 2000, había descendido notablemente, a 8 °C en enero y 5°C en abril del 2000 (Pedrozo et al., 2008). Durante la erupción la laguna desaparece y con posterioridad comienza a formarse nuevamente recuperando su aspecto y parámetros habituales hacia el año 2001. En mayo del 2004 la temperatura del agua de la laguna era de 13,5°C , congelándose prácticamente toda la superficie en julio del 2004 (Caselli et al., 2005; Agusto 2011). Hacia fines del mismo año la laguna había recuperado su aspecto habitual, manteniéndose la temperatura en los años entre los 30 y 45°C. En simultaneo las vertientes ácidas presentaron las

435

temperaturas más altas registradas durante el periodo de seguimiento: con 81 °C en la vertiente sur y 69°C en la norte, volviendo a las temperaturas 60-70°C y 40-50°C respectivamente. Ante el aumento en las emisiones gaseosas del cráter y el aumento de actividad sísmica, a fines de marzo-principios de abril de 2012 se realizó un nuevo muestreo de aguas. En el mismo se comprobó que la temperatura de la laguna cratérica ascendió a 62°C y el pH descendió a valores extremos (pH 0). Las vertientes sur y norte mostraron temperaturas de 60.5°C y 39°C respectivamente y pH de 0.6 y 1.2 respectivamente. Los análisis químicos preliminares de aniones indican relaciones de SO4/Cl de 2,29, 3,32 y 3,29 para la laguna cratérica, vertiente sur y vertiente norte respectivamente. 3 Discusión Las características geoquímicas de las aguas de este sistema magmático-hidrotermal estarían controladas por la composición del flujo de origen magmático que alimenta el edificio del volcán Copahue (Agusto 2011), debido a un proceso de acidificación (Delmelle y Bernard, 1994; Kempter y Rowe, 2000; Varekamp et al., 2000). El flujo de origen magmático, rico en especies gaseosas ácidas y solubles como SO2-H2S, HCl y HF, se incorporarían rápidamente a la fase líquida en la zona hidrotermal vapor-líquido, dando lugar a soluciones con altos contenidos de SO4, Cl y F y bajo pH. La anomalía térmica y composicional observada en marzo de 2012, con un aumento de la temperatura del orden de los 20°C y descenso del pH a valores negativos (extrema acides) que dan lugar a emanaciones de gases acidos de origen magmáticos, puede interpretarse como producto de: (a) que nuevo magma inyectado en la cámara magmática generaría sobrepresión dando lugar a terremotos y cambios de temperatura y desgasificación de gases magmáticos, o (b) movimientos tectónicos que han generado una mayor permeabilidad de fracturas y por lo tanto un mayor flujo gaseoso y termal. Teniendo en cuenta que las relaciones SO4/Cl se mantienen dentro de los valores habituales, es posible que el motivo de esta anomalía esté relacionada a esta última hipótesis. Referencias Agusto, M., Tassi, F., Caselli, A., Vaselli, O., Tedesco D., Poreda, R.,

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436

Tolhuaca volcano (southern Chile, 38.3° latitude S) : New learnings from surface mapping and geothermal exploration wells Silke Lohmar 1*, Jim Stimac 2, Anna Colvin 1,2, Andrea González 1, Sergio Iriarte 1, Glenn Melosh 2, Maxwell Wilmarth 2 and David Sussman 2 1. GeoGlobal Energy Chile Limitada, Carmencita 25, Office 52, Las Condes, Santiago, Chile 2. GeoGlobal Energy LLC, 115 4th Street, Suite B, Santa Rosa, CA 95401, USA *E-mail: silke.lohmar@geoglobal-energy.com Abstract. Tolhuaca is a glacially scoured stratovolcano that hosts several prominent craters, and an active geothermal system. Data from surface mapping of remote and poorly accessible areas with deep geothermal wells provide a glimpse of the stratigraphy of the volcano and its evolution. Previously undocumented pyroclastic deposits which are markers in the wells may correlate with units exposed on the surface. Dike, fault and fracture strikes are predominantly within the range of N40W to N40E, with a subordinate set that is nearly E-W. Keywords: Tolhuaca volcano & geothermal system, surface geology, stratigraphy in exploration wells 1 Introduction The Tolhuaca geothermal system is located on the upper flank of Tolhuaca volcano in southern Chile (Figure 1). A conceptual model of the geothermal system and its evolution has been discussed elsewhere (Melosh et al., 2012). This contribution concentrates on presenting new results from wellbore lithology and relating lithology and stratigraphy shown in the wells with surface geology. Two slim holes were drilled in 2009 and 2010 (Tol-1 & 2; 1073 and 1274 vertical meters, respectively) while more recently (2011 & 2012) larger diameter wells up to 2117 m vertical depth have been completed to demonstrate commercial permeability and confirm neutral reservoir fluid chemistry (Tol-3 & 4). Tol-1 was the only core-drilled hole and its results are being evaluated in the context of Tol-2 and the surface geology. Detailed structural studies of Tol-1 (veins, veinlets and faults) are in progress (see Pérez et al., this meeting). 2 Well logging and surface mapping A standardized logging nomenclature and procedure was established to facilitate consistent core and cutting descriptions. After drilling the two slim holes, lithologies, alteration mineralogy and assemblages were integrated with petrographic descriptions of thin sections, clay and bulk XRD, plus fluid inclusion homogenization temperatures into graphic logs, in order to refine the interpretation of the well geology. In parallel, several campaigns of surface mapping have

been performed providing stratigraphic context for the geology found in the wells and allowing integration into subsurface geologic models and well targeting at Tolhuaca. Tolhuaca volcano hosts two upper craters as well as a lower elongate amphitheatre-like crater, all facing N to NNW, that have been enhanced by glacial action. The over-steepened south face appears to have suffered some combination of collapse and glacial scouring. As described later, some eruptions appear to have quenched against glacial ice, leaving very steep embankments. 3 Results and Further Work The rocks encountered in Tol-1 and 2 wells are mainly of basaltic andesite composition, although the whole rock chemical range varies from basalt to dacite. Deposit types observed are mainly lavas and related breccias, volcaniclastics and minor tuffs. The correlation of the major rock types in the two wells is shown in Figure 2. Two sequences of pyroclastic rocks of probable dacitic composition are useful markers between wells. The first major tuff unit is named Andenrose by virtue of its rose colour (Figure 3a). It consists mainly of non-welded pumice and was probably deposited from plinian fallout and near-source ash flows from Tolhuaca volcano. It is possible that this unit correlates with a dacitic plinian sequence observed on the main access road near Cono Colli (Figures 1 & 3b). However, this unit has not been observed elsewhere on the surface despite intense searching. It is non-welded and partially altered to clay, making it susceptible to erosion or burial. The second pyroclastic sequence is called the Green Flame Tuff (Figure 2). This unit consists of a sequence of fallout and surge tuffs overlain by a partially welded ash flow tuff (Figure 4). The name of the unit is derived from the distinctive chlorite-green altered flattened pumice, or fiamme that have “flame shapes” at their margins. This unit could be tentatively correlated with greenish, pumice-rich tuff deposits filling paleovalleys on the northern flank of the volcano (Figure 1). Hyaloclastites and pillow breccia occur at five different levels between 300 and 1000 m depth in Tol-1 core (Figure 5a). This indicates that lavas erupted during several time periods encountered glacial ice and/or water. On the

437

surface, most of Tolhuaca lavas issuing from the main craters seem to have been affected by glacial erosion as evidenced by striations (Figure 5b)microcolumnar lavas filling paleovalleys and south-western side of the volcano, forming abrupt cliffs (Figure 6) and presenting perlitic texturecooling against ice. The deep position of lavas affected magma-ice interaction in the well suggests that be related to different glacial periods during the last 2 Ma. The boundary between Tolhuaca lavas and Malleco Formation (Plio-Pleistocene age; 4.4 to 0.8 Ma KSuárez & Emparán, 1997) is difficult to determine in the wells without any constraining geochronological dataA thick sequence dominated by volcaniclastic rocks makes up most of the bottom portion of both wells. This may be the Miocene-aged Cura Mallín FormationMember; Niemeyer & Muñoz, 1983). In TolMalleco and Cura Mallín formations are cut by numerous weakly altered, fine- to medium-grained intrusions that are interpreted as feeders to the Tolhuaca volcanics.Numerous dikes were also mapped on the surface;dikes are nearly vertical and NW striking, but trends range from N to NW, WNW to E-W, and N to NE. mainly steeply dipping (>60°) and dominantly striking within the range from N40W to N60E. Steeply dipping fractures and sheared joints are similarlywithin the range of N40W to N40E, with a smaller set within the range N80W to N80E.

Figure 1. Ikonos image showing the location of Tolhuaca Geothermal Field in Southern Chile

Figure 3. a) Pumice-rich lapilli tuff (Andenrose) fallout and surge deposits) near Cono Colli (see Figure 1

a

most of Tolhuaca lavas issuing from the main craters seem to have been affected by glacial erosion as

). Furthermore on the southern

western side of the volcano, forming abrupt and presenting perlitic texture, suggest

he deep position of lavas affected by ice interaction in the well suggests that they could

ted to different glacial periods during the last 2 Ma. The boundary between Tolhuaca lavas and Malleco

Pleistocene age; 4.4 to 0.8 Ma K-Ar ages; Suárez & Emparán, 1997) is difficult to determine in the

nological data. A thick sequence dominated by volcaniclastic rocks makes up most of the bottom portion of both wells. This may be

Cura Mallín Formation (Guapitrío In Tol-3, both the

formations are cut by numerous grained intrusions that are

interpreted as feeders to the Tolhuaca volcanics. Numerous dikes were also mapped on the surface; most

NW striking, but trends range W, and N to NE. Faults are also

) and dominantly striking from N40W to N60E. Steeply dipping

similarly most abundant within the range of N40W to N40E, with a smaller set

Acknowledgements We thank GeoGlobal Energy (GGE) for granting permission to publish this work. Juanito Fuentes for support of field work oGGE’s Operations team is acknowledged through periodic radio contact that we had not fallen off steep cliffs. Good working atmosphere at the various rig sites made our job more enjoyablesacrificed his back carrying heavy cores. and his team at the Hotel Andenrose food and for inspiring the name of one of the markers. References Niemeyer, H.; Muñoz, J. 1983. Hoja Laguna de la Laja, Regi

Biobío. Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, No. 57, 52 p., 1:250.000.

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the Tolhuaca Geothermal Field, Southern Chile. In Workshop on Geothermal Reservoir EngineeringStanford University, Stanford, California,

Ikonos image showing the location of Tolhuaca Geothermal Field in Southern Chile

(Andenrose) at about 115 m depth in Tol-1. b) Sequence of dacitic tuffs (“lag fall” ash flow tuffs, and surge deposits) near Cono Colli (see Figure 1 for location). Andenrose equivalent at the surface?

b

lobal Energy (GGE) for granting permission to publish this work. We also thank Don

field work on horseback. is acknowledged for making sure

through periodic radio contact that we had not fallen off steep cliffs. Good working atmosphere at the various rig

made our job more enjoyable, too. Claudio Jara arrying heavy cores. Hans Schöndorfer Hotel Andenrose are thanked for great

the name of one of the geologic

Niemeyer, H.; Muñoz, J. 1983. Hoja Laguna de la Laja, Región del Biobío. Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta

No. 57, 52 p., 1:250.000.

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, G.; Moore, J.; Stacey, R. 2012. Natural reservoir evolution in the Tolhuaca Geothermal Field, Southern Chile. In Thirty-Sixth Workshop on Geothermal Reservoir Engineering, Proceedings,

nford University, Stanford, California, USA.

Ikonos image showing the location of Tolhuaca Geothermal Field in Southern Chile.

uffs (“lag fall” ash flow tuffs,

438

Figure 2. Preliminary correlation between main stratigraphic units in Tol-1 and Tol-2 wells.

Depth (m) Alteration Thickness Unit Name Thickness0

198

309

324

357

TransitionalPropylitic

Transitional

462

Transitional

Transitional

TransitionalPropylitic

Transitional

591

726

747

942

1278

Transitional

Propylitic

Transitional

Propylitic

189Lower lava flows, breccia and

336Volcaniclastic with

Hyaloclastite

Propylitic

Propylitic

129Volcaniclastics & Green

Flame

Propylitic

Propylitic

Propylitic

Phyllic

351

Propylitic

105Middle Lavas & Volcaniclastics

Transitional

232

Lava & Volcaniclastics274

111 No samples recover

48 Andenrose Tuff

93

16

176 Middle Lavas & breccias

Tolhuaca-2

Argillic

198 Upper Lavas

107

Cura Mallín Formation?

Cura Mallín Formation?Malleco

Formation?

MallecoFormation?

Preliminary correlation between main stratigraphic units in

Unit Name Alteration Depth (m)unaltered 0

Argillicunaltered

107

123

299

392

625

740

898

1088

Volcaniclastic with Hyaloclastite

Propylitic

Lower lava flows, breccia and hyaloclastite

Lava & Volcaniclastics (+Orange Tuff)

Argillic

Transitional

Volcaniclastic & Green Flame

Argillic

Andenrose Tuff Transitional

Middle Lavas & breccias

Argillic

Transitional

Tolhuaca-1

Upper Lavas

Figure 4. The Green Flame Tuffash flow tuff with moderate to strong welding

a

b

Figure 6. Microcolumnar unit (MCU) on W flank of Tolhuaca volcano: a) View down the valley, b)up of the unit (photo is ~5 m across).

a

Cura Mallín Formation?

MCU

Figure 5. a) Hyaloclastite breccia in TolGlacial striation on surface lavas (photo is ~6 m across).

b

Malleco Formation?

The Green Flame Tuff showing pumice-rich ash flow tuff with moderate to strong welding.

Microcolumnar unit (MCU) on W flank of iew down the valley, b) Close-

up of the unit (photo is ~5 m across).

Hyaloclastite breccia in Tol-1 well, b) Glacial striation on surface lavas (photo is ~6 m

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Principales etapas evolutivas holocenas del volcán Planchón y su reactivación relacionada al megasismo del 27 de febrero de 2010

José Antonio Naranjo Servicio Nacional de Geología y Minería, Avenida Santa María 0104, Santiago, Chile * E-mail: jose.naranjo@sernageomin.cl Resumen . El volcán Planchón ha desarrollado una reducida actividad eruptiva holocena. Se registra una compleja erupción piroclástica freatomagmática, consistente en depósitos de caída, oleada piroclástica húmeda y flujos piroclásticos. Después de >5 ka de diferenciación, se produjo una erupción sub-Pliniana entre los 1400 and 1050 AP, que incluyó pómez dacíticas, los únicos productos de esta composición, en un volcán dominado por basaltos y muy escasas andesitas. En 1837, dos años después del megasismo ocurrido en Chile central en febrero de 1835, fue emitida la única lava postglacial producida en este volcán. Las erupciones menores de cenizas finas de febrero de 1991 y noviembre de 1998 produjeron solo cenizas accesorias alteradas como consecuencia de la interacción de aguas freáticas con niveles rocosos sobrecalentados encima del sistema magmático del volcán. Recientemente, en septiembre de 2010, 6 meses después del magasismo 27F de la zona central, se inició un ciclo eruptivo de baja magnitud, con eyecciones de cenizas líticas no vesiculares juveniles, de igual composición que las lavas de 1837. Se infiere que la actividad tectónica de fallas asociadas al entorno del volcán podría inducir erupciones menores en el Planchón. Palabras Claves: Evolución holocena, Volcán Planchón, reactivación eruptiva, megasismo 27 febrero 2010. 1 Introducción El volcán Planchón registra una actividad eruptiva holocena reducida, caracterizada por procesos principalmente explosivos. Los escasos depósitos piroclásticos hallados sobre el sector oriental y una colada de lava emitida desde un cono de escorias en su cima, son registros de sus únicos tres eventos eruptivos holocenos mayores. En 1991 y 1998 ocurrieron erupciones explosivas con IEV = 1, y escasa producción de cenizas y que produjeron cambios en la configuración de sus cráteres (Naranjo y Haller, 2002). En agosto de 2010, el Planchón inició un nuevo ciclo eruptivo de bajo IEV, el cual tuvo diversos pulsos hasta julio de 2011. En este trabajo se exponen las características de las principales etapas evolutivas del Planchón y del reciente ciclo eruptivo, iniciado seis meses después del megasismo Mw8,8 del 27 de febrero. Este volcán se ubica en la ZVS (35°15’S), Región del Maule, frente a la parte centro-norte del segmento deslizado durante el sismo.

2 Estratigrafía del volcán Planchón Naranjo et al., 1999 y Naranjo y Haller, 2002, definen las etapas evolutivas del Planchón. Según estos autores, la estructura principal del Planchón se edificó durante el Pleistoceno Superior (25-30 km3), con una tasa de crecimiento rápido, lo cual causó su colapso y formación del depósito de Detritos Volcánicos del Planchón-Teno (10 km3, 95 km de largo, bloques y megabloques de basaltos y andesita basáltica). Su desarrollo tuvo un estilo fundamentalmente efusivo y marcadamente basáltico y andesítico-basáltico (Fig. 1). Este estilo eruptivo y composición continuaron aún después del colapso de avalancha, con la efusión de 3,5 km3 de lavas, durante el Pleistoceno Superior tardío. La reactivación del Planchón ocurre decenas de miles de años después cuando aproximadamente hace 7 ka, ocurre una compleja erupción de explosiones freatomagmáticas, posiblemente a través de un potente casquete glacial. Se generaron aproximadamente 0,08 km3 de depósitos de caída de escorias, oleada de cenizas y flujo de cenizas, lapilli y bombas coliflor escoriáceas (andesitas, Fig. 1) y potentes lahares (por removilización de morrenas). Posteriormente tiene lugar una erupción subpliniana, que dio origen a los productos más diferenciados del Planchón (dacitas con bandas de andesita, Fig. 1), a los 1.000-1.500 años AP. Dos años después del mega-sismo de 1835, antecesor del ocurrido al 27F de 2010, tiene lugar en febrero de 1837, la única erupción (Stromboliana) holocena de lava del Planchón. Junto con un cono de escorias, alcanzó un volumen de aproximadamente 6x10-3 km3 y tuvo una composición andesítica a andesítica basáltica (Fig. 1). En febrero de 1991 (2 nuevos cráteres de explosión) y noviembre de 1998, tienen lugar explosiones freáticas con un escaso volumen de cenizas finas y polvo volcánico. Las cenizas muestran un alto grado de alteración arcillosa. Finalmente, las eyecciones más importantes producidas durante el ciclo eruptivo reciente, ocurrieron a comienzos de septiembre de 2010 y mayo de 2011. Los análisis de DRX realizados en el material emitido a comienzos de septiembre de 2010 presentan características que sugieren la participación de partículas o fragmentos magmáticos

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juveniles no-vesiculados (“cognate lithics”) durante esta erupción, y corresponde a partículas no alteradas y cristales, de tamaño ceniza fina (<0,5 mm) de color gris oscuro, y polvo volcánico (<0,063 mm) de color gris claro. Notablemente, ambas cenizas son de composición semejante a los productos emitidos en 1837 (Fig. 1).

Fig. 1. Diagrama de clasificación de Peccerillo y Taylor (1976) que muestra las composiciones de las distintas unidades y productos emitidos por el volcán Planchón (modificado de Naranjo y Haller, 2002). 3 Discusión y conclusiones Las erupciones y volúmenes de materiales emitidos durante el Holoceno en el volcán Planchón son muy reducidos en relación con el volumen de su estructura, construida, aparentemente en forma acelerada, durante el Pleistoceno Superior. Además, la actividad holocena se ha caracterizado por un estilo predominantemente freatomagmático y escasa participación de magmas de la cámara del volcán. Sin embargo, es notorio el hecho que la única emisión de lava durante el Holoceno haya tenido lugar sólo dos años después el megasismo de la zona central, en 1835. En forma análoga, la reactivación, aunque modesta en términos de explosividad, se desarrolla al poco tiempo de acaecido el megasismo del 27 de febrero de 2010, y con materiales de la misma composición que en 1837. Una posible hipótesis podría estar en la cadena causa-efecto que estaría controlada por la condición tectónica de la zona donde se emplaza del Planchón. Aunque con una distribución aleatoria en los alrededores del volcán Planchón se ha detectado una sismicidad de baja profundidad cortical (<10km), principalmente asociada a complejos sistemas de fallas en el contacto entre formaciones mesozoicas y cenozoicas de la cordillera principal (Charrier et al., 2004). Según esos autores, y basados en estudios de sismos poco profundos, como el ocurrido el 28 de agosto de 2004 (con epicentro 20 km al

norte del Planchón, estas estructuras son activas y corresponden a ajustes actuales de la corteza andina. La profusa sismicidad de la zona sería la respuesta de la acomodación de un complejo sistema de estructuras, las cuales podrían actuar como verdaderas válvulas capaces de originar fluctuaciones cíclicas de despresurización entre los niveles supralitostáticos e hidrostáticos siguiendo el modelo de Sibson et al., (1988). Los ajustes estructurales de niveles superiores inducidos por la vibración de los megasismos favorecerían la generación de “espacios” y, en consecuencia, del potencial de despresurización de la cámara magmática del volcán Planchón. Agradecimientos Se agradece la colaboración de los Srs. Ángel Gálvez y Víctor Vidal, profesionales de Minera Río Teno, por el importante aporte de valiosa información fotográfica y materiales. Asimismo, el autor agradece al Sr. José Luis Piña de la Ilustre Municipalidad de Romeral por el aporte de fotografías y el apoyo logístico prestado. Esta contribución cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería. Referencias Charrier, R., Farías, M., Comte, D., Pardo, M., 2004. Active tectonics

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Silica sinter textures in El Tatio geothermal field, Chile: preliminary results on flow reconstruction. Bridget Y. Lynne1, Diego Morata2*, Martin Reich2and Constanza Nicolau2 1Institute of Earth Science and Engineering, University of Auckland, 58 Symonds St, Auckland 1142, New Zealand. 2Departamento de Geología y Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA-FONDAP). Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile *E-mail: dmorata@cec.uchile.cl Abstract. Distinctive sinter textures form from silica-rich alkali chloride hot springs depending on the environmental conditions such as flow rate, pH, microbial communities or water temperature. These textures are normally preserved over time and throughout diagenesis. Amorphous silica was deposited in El Tatio geothermal field around hot springs from silica-saturated, alkali chloride water. Some of the silica sinter textures observed at the high-altitude (i.e. ~4000 m a.s.l.) El Tatio geothermal field evidence strong similarities with those found in modern, low-altitude hot springs of New Zealand on which detailed studies have been already carried out. Field work reconnaissance allows us to identify textures associated with different water temperatures and also others related to different flow conditions. Consequently, our preliminary results suggest that El Tatio silica sinter textures and fabric can be used for mapping paleo-flow conditions and establish the locations of paleo hot up-flow zones in these high-altitude hot spring environments. Keywords: Silica sinters, hot-springs, biomineralization 1 Introduction Silica sinter deposits are the consequence of silica precipitation and accumulation when hot, nearly neutral pH, alkali-chloride springs (derived from hotter deep reservoirs) cool to temperatures less than 100°C (see Lynne et al., 2008 and references therein). Hot spring settings and associated sinter textures are widely documented for low-altitude settings, showing environmentally significant textures that are preserved long after hot spring discharge ceases and even during diagenetic processes (e.g. Jones and Renaut, 2003; Lynne et al., 2005, 2007, 2008). Therefore, sinters provide a record of alkali chloride hot spring paleo-flows, while their textural characteristics enable mapping and tracing hydrological conditions and broad temperature gradients from high-temperature vents to low-temperature distal-apron areas. In this work we present some textures and patterns observed in silica sinters from the high-altitude (4200-4300 m above see level) El Tatio geothermal field in northern Chile. The El Tatio geothermal field is located in the north-south trending Tatio Graben, filled by Mesozoic to Quaternary breccias, dacites and ignimbites, and

bounded to the west by the Serranía de Tucle-Loma Lucero horst and to the east by volcanoes of the El Tatio volcanic group (Lahsen and Trujillo, 1976; Lahsen, 1988). Most of the hot-springs discharge near local boiling temperature (≈ 86°C), being siliceous sinter deposits founded sometimes as geyser events or as terraces at the geysers and springs (Phoenix et al., 2006). This high altitude geothermal field presents some peculiarities concerning silica textures. Few studies have been published on high altitude hot spring settings (Jones and Renaut, 1997; Fernandez-Turiel et al., 2005; Phoenix et al., 2006). These systems are characterized by some major physical differences with respect to low-altitude silica sinter deposits (lower boiling point, greater evaporation rate and wider thermal daily variations at higher altitude in comparison with low-altitude areas) that control silica precipitation. The aim of this preliminary study is to present some of the most important silica sinter textures and microbial mats observed in El Tatio geothermal field as a proxy to understand hydrological pattern of this high-altitude silica sinter deposits. 2 Sampling and Results Paired visible light photographs and infrared images were taken in a field work showing the vent, mid-slope and distal-apron areas (Fig. 1). This clearly shows settings with high- (>60 °C), mid- (35-59 °C) and low-temperature (<35 °C) thermal gradients. Microbial mats present different colours related to temperature and water flow-rate and depth. In this sense, mid-temperature microbial mats are characterised by greenish-yellow “bubblemats texture” around edges of discharge channel (Fig. 2a). The microbial mat surrounding the bubbles silicifies to produce macro-scale sinter textures of multiple curved laminations with oval or lenticular voids. Low-temperature alkali chloride hot-springs commonly support the formation of “palisade texture”, characterized by closely-packed, vertically-stacked, micro-pillar sinter structures. Under these environmental low-temperature conditions, shallow fluid flowing over micro-terracettes of previously formed sinter (Fig. 2b). Distal-apron features are mostly characterized by plant-rich sinters (Fig. 2c). Other textures and features identified in the El Tatio

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geothermal field are indicative of water flow rate. Typical features of fast flowing water are streamer textures (Fig. 2d), formed when silicification of microbial communities that form long strands are aligned along where the flow direction takes place (Smith et al., 2003).

Figure 1. Visible light and infrared images of mid to distal-apron areas in the high altitude of El Tatio geothermal field. T (°C) values shown are measured temperatures Moreover, silica sinter textures related to different environments in a geothermal field can also be observed in El Tatio. Within this group of textures, the more significant are those related with non-overflowing, non-boiling pools (“Lily pad texture”, developed where small oscillations occur due to wind-driven wave surge or small pulses of fluid, but where the water does not overflow the pool or channel rim, Fig. 2e), textures related with intermittently overflowing pools (digitate sinter rims, Fig. 2f) and textures related with intermittent flow (oncoidal and pisoidal textures, circular nodules that rotate in alkali chloride fluid and grow by accreting silica to their exterior surface, Fig. 2g). All these textures are indicative of different environmental deposition conditions. 3 Conclusions Silica sinters in the El Tatio geothermal field form from discharging alkali chloride hot springs and provide evidence at the surface of a deeper geothermal reservoir. Moreover, different silica sinter textures and features observed in the El Tatio geothermal field are rather similar to those described in some low-altitude geothermal fields, allowing its interpretation in terms of hot spring paleo-flow conditions and temperature gradient profiles from high-temperature vents to low-temperature, distal-apron slopes. Moreover, because most of these silica sinter textures and features are preserved long after hot spring discharge cease and even during diagenesis, the recognition and sinter

textures and features and the mapping of these preserved environmentally-significant textures in ancient sinters would provide a useful tool that assists existing exploration techniques used in the search for hidden geothermal resources. Acknowledgements This work is a contribution to the FONDAP-CONICYT Project #15090013 (“Andean Geothermal Center of Excellence-CEGA)” and to the Institute of Earth Science and Engineering (University of Auckland). Special thanks to Pablo Sánchez during field work. References Fernández-Turiel J.L.; García-Valles M.; Gimeno-Torrente D.;

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(f)

(e)(d)

(c)(b)

(a)

Figure 2. Different silica sinter textures and features observed in the high altitude El Tatio geothermal field. (a) Hot spring with greenish-yellow bubblemat around edges of discharge channel (site x). (b) Micro-terracettes covered in low temperature, black microbial mats, typically forming palisade sinter textures. (c) Plant material coated in silica. in high altitude hot spring setting of El Tatio. (d) Streamer fabric forming in fast flowing water indicates flow direction (arrows). (e) Lily pad textures form at the air-water interface. Note ripples in upper right corner migrating across pool surface towards lily pads. (f) Digitate sinter rim around high temperature (> 60 °C) surging pools and channels where water intermittently overflows. Note ripples from surging water can be seen reflecting off the pool rim. Pisoids and oncoids on intermittently wet sinter apron surrounding high temperature geyser.

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Análisis de Anomalías Termales mediante sensores remotos en el sector de Los Andes-San Felipe, Regió n de Valparaíso. Martín Lemus H.*, Renate Wall Z. Macarena Bustamant e A., Rolando Cortés H., Jorge Vivallos C., David C áceres A. Unidad de Recursos Energéticos, Departamento de Geología Aplicada, Servicio Nacional de Geología y Minería, Avenida Santa María 0104, Providencia, Santiago de Chile *E-mail: martin.lemus@sernageomin.cl Resumen. El procesamiento de imágenes satelitales ASTER diurnas y nocturnas aplicado en el sector Los Andes- San Felipe, en la confluencia de los ríos Aconcagua y Putaendo, Región de Valparaíso (Figura 1), dio como resultado final un mapa de anomalías termales superficiales que refleja, en gran medida, la componente termal superficial asociada al flujo calórico interno de la tierra. El procesamiento utilizado integra las correcciones propuestas por Coolbaugh et. al (2007), Eneva et. al (2009) y Lemus (2010) con la particularidad de ser un proceso estrictamente remoto, es decir, no requirió calibraciones en terreno; en base a ello se logró una reducción notable del efecto termal asociado a la exposición solar diurna y a las variaciones térmicas producidas por efecto de la altitud, cuyos efectos predominan en imágenes diurnas y nocturnas, respectivamente. De esta manera, se logró visualizar de manera más clara la componente geotermal del balance térmico, tanto en módulo como distribución. Palabras Claves: Anomalía termal, Flujo calórico interno, Balance térmico, Región de Valparaíso.

Figura 1. Mapa de ubicación. Acercamiento a la zona de estudio destacada en polígono magenta.

1 Introducción En el marco del proyecto “Exploración geológica para el fomento de la energía geotérmica”, Sernageomin realizó un estudio multidisciplinario en el área comprendía entre las ciudades de Los Andes y San Felipe en la Región de Valparaíso (Bustamante et al, 2012), que incluye un análisis termal basado en imágenes satelitales ASTER diurnas y nocturnas, trabajo que aquí se sintetiza. La detección de anomalías termales superficiales asociadas exclusivamente al gradiente geotermal interior de la tierra, requiere de un proceso de múltiples correcciones, calibraciones y filtros de la información remota que permitan reducir al máximo los factores que afectan el flujo termal de los cuerpos en superficie, a excepción claro está, del flujo calórico interno de la tierra. Los factores que afectan el equilibrio termal son variados, sin embargo las componentes principales del equilibrio energético en superficie son (i) el flujo solar absorbido desde el amanecer hasta el ocaso (Coolbaugh et al (2007)), (ii) la entrada de flujo calórico desde el interior de la tierra asociado a un gradiente geotermal particular y, por último, en zonas con cambios de elevación considerables, (iii) la interacción termal entre la atmósfera y la superficie terrestre (Eneva et al (2009), Lemus (2010)). De esta manera, el método utilizado integra las metodologías propuestas por estos autores, ajustándolas a la ausencia de mediciones en terreno, y se basa en el modelamiento de los factores termales principales no deseados, para consecutivamente substraerlos de las imágenes termales con el objetivo de despejar la componente geotermal. 2 Métodología y resultados 2.1 Absorción de radiación solar La radiación solar es una perturbación termal que se observa, principalmente, en las imágenes termales diurnas, específicamente, en las laderas expuestas al sol al momento en que fue tomada la imagen. Para modelar este efecto, se emplea una modificación del método empírico propuesto por Coolbaugh et al (2007), en el cual, mediante simplificaciones del balance radiativo se propone un modelo discreto y remoto (sin calibraciones del albedo) que da cuenta del aporte solar durante un período de 24 horas (Figura 2 y Ecuación 1):

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Figura 2. Visualización de la componente termal solar propuestas en la Ecuación 1 en un sector específico del área de estudio.

])]())('cos()([)1[(23

0∑=

=

∆⋅××⋅−∗∂=t

tq ttDtZtTAE

Ecuación 1. Eq representa la energía solar absorbida por unidad de área (píxel) en el transcurso del día, t es la hora del día, ∆t es la partición del tiempo para la integración, T(t) es la transmitancia atmosférica, A es el albedo, Z’(t) es el ángulo entre el vector de dirección de la radiación solar y el vector normal a la superficie y D(t) es un escalar denominado factor de decaimiento que es un indicador de la importancia relativa entre los distintos aportes de la integral. La variable de esta ecuación es el ponderador ∂. 2.2 Efecto termal de la atmósfera La componente termal de la atmósfera es un efecto asociado a la estratificación termal vertical de la tropósfera de aprox. -0,65 º C cada 100 m. Su efecto sobre la superficie terrestre deriva de la interacción energética entre ambas para llegar a un equilibrio termal. En base a diagramas de dispersión de temperatura versus la altitud (Figura 3) se determinó que el modelo que mejor ajusta esta perturbación es uno de tipo lineal (Ecuación 2):

hTa ⋅= β

Ecuación 2. Ta es la componente termal asociada a la perturbación de la atmósfera, h es la altitud y β es la incógnita de la ecuación, que representa la tasa a la cual cambia la temperatura con la altitud. 2.3 Creación de anomalías termales diurnas y

nocturnas Las variables de las ecuaciones 1 y 2 se obtienen mediante la resolución de un problema de optimización de mínimos cuadrados que minimiza la diferencia entre la componente modelada y la imagen original respectiva. Una vez resueltas las ecuaciones se substraen las componentes termales modeladas de la respectiva imagen (diurna o nocturna).

Figura 3. Diagramas de densidad de dispersión para imágenes diurnas (imagen superior) y nocturnas (imagen inferior). 2.4 Integración de anomalías termales diurnas y

nocturnas Para la integración de las anomalías diurnas y nocturnas obtenidas en el punto 2.3, Coolbaugh et al. (2007) propusieron un modelo empírico que minimiza las variaciones de temperatura por inercial termal mediante la combinación lineal de las imágenes diurnas y nocturnas ya procesadas (Ecuación 3):

díanochecorregida TTT )1( αα −+⋅=

Ecuación 3. Tcorregida es la anomalía termal final, Tnoche es la anomalía termal obtenida a partir del procesamiento de la imagen nocturna, Tdía es la anomalía termal obtenida a partir del procesamiento de la imagen diurna y α es el ponderador que minimiza la inercia termal entre la imagen diurna y nocturna Los resultados de α (Ecuación 3) obtenidos por Coolbaugh et al (2007) y Lemus (2010), a pesar de que corresponden a zonas lejanas y con condiciones atmosféricas distintas, arrojaron resultados del ponderador de imágenes nocturnas que oscila entre 0,70 y 0,75. En base a ello se asume como ponderador óptimo para la zona de estudio un valor de α igual a 0,75 para, finalmente, obtener la anomalía termal superficial (Figura 4).

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Figura 4. Imagen de anomalía termal superficial. La escala de colores representa la magnitud de la anomalía termal, con tonos desde azul a rojo, representando zonas de menor a mayor anomalía térmica, respectivamente. El color negro indica zonas enmascaradas (datos erráticos: nubes, bordes de imagen, etc.) Se incluyen las termas catastradas por Hauser (1997) y las principales estructuras geológicas (líneas negras). DATUM WGS84, ZONA 19S. 3 Discusión y Conclusiones A pesar de las simplificaciones y limitaciones del modelo implementado en el presente trabajo, el método utilizado es capaz de limpiar las imágenes termales diurnas y nocturnas, filtrando las componentes termales indeseadas y resaltando la anomalía termal asociada, principalmente, al flujo calórico interno de la tierra. Los filtros utilizados para extraer la señal geotermal del balance radiativo minimizan los efectos termales asociados a los factores indeseados y más relevantes: (i) el aporte termal solar y (ii) la transferencia calórica con la atmósfera. Dicha optimización se realiza sin disminuir la señal geotermal de fondo y los factores no considerados en el modelo. De esta manera, el mapa de anomalía termal generado es un indicador relativo del flujo calórico interno de la tierra, lo que, sumado a medidas discretas del gradiente geotermal en distintos puntos del área analizada, permitiría la generación de mapas regionales de flujo calórico y potencial geotermal, entre otros. Respecto a la caracterización de la anomalía superficial se concluyó que, en términos generales, hay una baja magnitud geotermal en la zona de estudio respecto a la anomalía termal presente en el área de Saladillo, propiedad

de División Andina de Codelco (hacia el este y fuera del área de estudio), único sector en el que hay registro de temperaturas altas. Respecto a la distribución espacial de anomalías termales, en la zona no existe un ordenamiento peculiar. Sin embargo, se reconoce que los depósitos recientes no-consolidados presentan, en general, bajas a muy bajas anomalías termales y las zonas de anomalías altas a muy altas se distribuyen de manera discreta y erráticamente, y no tienen una relación clara con las estructuras geológicas del área de estudio (Figura 4), ni un correlato con las fuentes termales catastradas por Hauser (1997). A pesar de ello, se reconocen 3 zonas de interés (Polígonos magenta, Figura 4): (i) el sector de Campo de Ahumada Alto en que hay una anomalía termal alta y es la única zona que coincide con la presencia de alteración hidrotermal de alta intensidad identificada en terreno y mediante el análisis del espectro infrarojo de onda corta en imágenes ASTER. (ii) En el sector de Termas de Jahuel-Baños la Higuera coexisten varios factores favorables que lo hacen un objetivo atractivo, entre ellos: la existencia de una cierta correspondencia entre la distribución de las anomalías, estructuras y la presencia de vertientes catastradas. Por último, (iii) la zona de Baños de Auco muestra una ladera de exposición Este con una anomalía termal extensa y de alta magnitud que se condice con la existencia de una zona de interés geotermal llamada “Los Baños de Auco” situada sobre la traza de una estructura geológica. Agradecimientos A los integrantes del Grupo de Geotermia de Sernageomin. Esta contribución cuenta con el patrocinio del Servicio Nacional de Geología y Minería y cofinanciamiento de los convenios establecidos con el Ministerio de Energía y el grupo bancario alemán KFW. Referencias Bustamante, M., Lemus, M., Cortés, R., Vivallos, J., Cáceres, D. y

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Nueva metodología para la evaluación regional de peligros volcánicos: ejemplo de la zona norte de Ch ile. Álvaro Amigo, Daniel Bertin, Gabriel Orozco* Programa de Riesgo Volcánico (PRV), Servicio Nacional de Geología y Minería, Merced 22 of. 701, Santiago, Chile * E-mail: gabriel.orozco@sernageomin.cl Resumen. Utilizando un nuevo método de evaluación objetiva de peligro volcánico, se efectúa un análisis considerando separadamente los procesos superficiales, del transporte y caída de piroclastos. Mediante un exhaustivo control de terreno, se afinó el trazado de sectores susceptibles, con distintas probabilidades relativas de ocurrencia. Para la evaluación del peligro de caída de piroclastos, se utilizó un método que considera dos escenarios esperables de distinta magnitud para cada volcán, además de información estacional de vientos en función de la altura. Palabras Claves: CVZ, Peligro volcánico, Volcán activo. 1 Introducción El arco volcánico moderno (Pleistoceno-Holoceno), emplazado en la región norte de Chile, forma parte de la Zona Volcánica Central de los Andes (14º-28ºS) y se extiende de forma semi continua en las regiones de Arica y Parinacota, Tarapacá, Antofagasta y Atacama. En este segmento se han identificado un total de 33 volcanes activos, definidos como aquellos donde se infiere actividad eruptiva durante el Holoceno o bien se observan signos medibles de alguna clase de actividad volcánica, ya sea desgasificación pasiva, anomalías térmicas, microsismicidad o deformación de su superficie. En este trabajo se presenta un nuevo método de evaluación objetiva del peligro volcánico a escala regional mediante dos focos de análisis: (1) zonificación de peligros derivados de lavas, corrientes piroclásticas, lahares y avalanchas volcánicas en espacios de decenas de kilómetros en torno a los centros eruptivos y (2) determinación de regiones susceptibles de acumulación piroclástica en superficie derivada de columnas eruptivas vigorosas, alcanzando extensiones de cientos de kilómetros en torno a los centros eruptivos. 2 Metodología 2.1 Peligros proximales a distales Considera procesos eruptivos que ocurren dentro de radios de algunas decenas de kilómetros en torno a los edificios volcánicos y cuya extensión depende de las características topográficas del entorno, de la gravedad terrestre y de la

movilidad inherente a los distintos fenómenos volcánicos. Para cada centro eruptivo, sobre la base de observaciones de campo realizadas específicamente, se definieron conos o líneas de energía, basados en el concepto de Malin y Sheridan (1982), cuya aplicación a la cartografía nacional de peligros volcánicos se describe en Lara et al. (2011). Complementariamente, en algunos casos las zonas de impacto distal se delinearon mediante el uso de superficies parabólicas, las que en contraste con las superficies cónicas, representan de manera más adecuada el encauzamiento de fenómenos volcánicos en valles y cursos fluviales (aunque no restringido necesariamente a éstos), tales como flujos de detritos e hiperconcentrados, lográndose resolver la sobrestimación de las áreas susceptibles en zonas intermedias, particularmente aquellas regiones más elevadas, así como la subestimación del impacto distal en valles y depresiones (Fig. 1). La zonificación de peligros se traza en forma de tres polígonos anidados, caracterizados por distinta probabilidad relativa de ocurrencia de los procesos que incorporan.

Figura 1. Vista transversal de los dos tipos de líneas de energía utilizados. Se comparan los trazados obtenidos utilizando geometrías rectas (panel superior), con aquellos resultantes de utilizar curvas parabólicas (panel inferior). 2.2 Peligro de caída de piroclastos La dispersión atmosférica y acumulación piroclástica en superficie fue estimada bajo los dos escenarios eruptivos considerados más probables para cada volcán, definidos desde un conjunto acotado de erupciones bien documentadas incorporando las condiciones estacionales de circulación atmosférica. El método empleado se basa en el análisis semi-cuantitativo propuesto por Lara et al.

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(2011). En consideración a erupciones documentadas, se definen cuatro escenarios que reflejan distintas magnitudes eruptivas, caracterizadas por sus respectivas alturas de columna y zonas de impacto asociadas. En particular, se consideró el área que engloba el depósito de caída de 1 cm de espesor (independiente de la granulometría), umbral que se considera representativo del daño potencial de este tipo de peligro volcánico (Blong, 1984). Dada la escasez de información meteorológica en la zona, en particular en altura, se obtuvo tal información desde campos de vientos globales (proyecto Reanálisis II; Kanamitsu et al., 2002). Dada su alta resolución temporal (4 datos por día), se implementó un análisis estacional de la dirección de viento considerando un período de 20 años, definiendo así la dirección preferente de los vientos según estación, altura y ubicación dentro de la ZVC (Fig. 2). Esto permitió orientar el eje de dispersión de las áreas de impacto representativas de cada escenario eruptivo, es decir aquellas definidas por la isópaca de 1 cm.

Figura 2. Ejemplo de gráficos de rosetas por trimestres, indicando dirección predominante de vientos para la ubicación del volcán Láscar (23.37ºS – 67.73ºW), a una altura geopotencial de 70 hPa (ca. 18 km snm.). Para cada volcán se definen dos escenarios eruptivos de distinto impacto espacial, cuya asignación se elabora en consideración de evidencia geológica de campo. Ambos escenarios se estiman cualitativamente de mayor o menor probabilidad de ocurrencia, lo que se relaciona con un escenario eruptivo menor y mayor respectivamente. Finalmente se determinaron las superposiciones de las áreas definidas para cada volcán, reflejando así la susceptibilidad relativa por cada escenario eruptivo y de esta manera se construyó una escala de probabilidad relativa que permite efectuar la zonificación propuesta (Fig. 3).

3 Resultados y discusión Los resultados de este trabajo se presentan en dos mapas de peligro de caída de piroclastos a escala 1:3.000.000 (Fig. 3), y cinco mapas de peligros proximales a distales, a escala 1:250.000 (Fig. 4) Esta zonificación muestra que regiones consideradas de más alto peligro se encuentran restringidas espacialmente a los edificios volcánicos, con superficies que rara vez exceden los 100 km2 y lejos de los centros poblados. Una excepción corresponde al poblado de Putre (Fig. 4), en la región de Arica y Parinacota, caso ya señalado en estudios de peligros volcánicos anteriores (Clavero et al., 2004). Zonas de peligro bajo corresponden a sectores más alejados de los centros eruptivos, y por lo general alcanzan superficies superiores a los 200 km2. Los resultados del análisis de dispersión piroclástica muestran que los escenarios eruptivos menores (columnas entre 10 y 15 km de altura) implican dispersión y transporte hacia el este de los centros eruptivos, tal como se ha observado en erupciones recientes en los Andes Centrales. Sin embargo escenarios eruptivos mayores (columnas entre 15 y 25 km de altura) podrían desarrollar dispersión y transporte hacia el oeste de los centros, es decir hacia territorio nacional. Esta condición atmosférica es particularmente manifiesta durante las estaciones de primavera y verano. Agradecimientos Esta contribución es un aporte al Programa de Riesgo Volcánico y cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería. Referencias Blong, R.J. 1984. Volcanic Hazards, a source book on the effects of

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la zona norte de Chile. Servicio Nacional de Geología y Minería.

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Figura 3. Fragmento del mapa de peligro de caída de piroclastos en las regiones de Tarapacá y Antofagasta. A: Escenario eruptivo de magnitud moderada, y mayor probabilidad de ocurrencia. B. Escenario eruptivo mayor, con baja probabilidad de ocurrencia.

Figura 4. Fragmento del mapa de peligros proximales a distales, en la región de Arica y Parinacota (Escala 1:250.000; Amigo et al., en edición.)

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La crisis eruptiva del volcán Hudson durante octubr e-noviembre 2011 Álvaro Amigo*, Carolina Silva, Gabriel Orozco, Dani el Bertin y Luis E. Lara Programa de Riesgo Volcánico, RNVV, Servicio Nacional de Geología y Minería. Merced 22, oficina 701, Chile. * Email: alvaro.amigo@sernageomin.cl Resumen. El volcán Hudson, Región de Aysén, experimentó una crisis volcánica menor entre octubre y noviembre de 2011. El aumento y descenso de la actividad sísmica fue el factor determinante en los cambios de alerta volcánica, que dio paso a la generación de un mapa de peligros volcánicos preliminar. La erupción se caracterizó por la aparición de al menos tres nuevos cráteres ubicados al sureste de la caldera, desde los cuales se observaron columnas eruptivas débiles asociadas a la emisión de gases y piroclastos escoriáceos, que no generaron un depósito de caída extenso. Se reportó la ocurrencia de lahares hacia los valles que drenan hacia el oeste del volcán, los que no ocasionaron víctimas fatales. Palabras Claves: Volcán Hudson, monitoreo volcánico, peligros volcánicos, modelación numérica 1 Introducción El volcán Hudson corresponde al centro eruptivo más activo del extremo sur de la Zona Volcánica Sur de los Andes. Está formado por una caldera de unos 10 km de diámetro que anida un glaciar de cientos de metros de espesor, que drena hacia el noroeste por el valle del Río Huemules. Este volcán se emplaza en una remota zona de la Región de Aysén, carente de toda infraestructura vial. Concordantemente, su identificación como tal tuvo lugar recién en la década de 1970, en el marco de estudios geológicos regionales (Fuenzalida y Espinosa, 1974). Una característica relevante de este centro es la generación de erupciones explosivas del tipo plinianas en tiempos históricos. En particular, destacan los eventos de 1971 (Guzman, 1981) y 1991 (Naranjo et al., 1993), siendo este último el tercer evento de mayor magnitud registrado en tiempos históricos a lo largo de los Andes, superado en magnitud sólo por las erupciones de los volcanes Huaynaputina (sur de Perú) y Quizapu (Región del Maule). La erupción de Agosto de 1991 presentó dos fases, caracterizadas por distintas magnitudes, centros de emisión y patrones de dispersión atmosférica. Más aún, la composición química de los productos juveniles mostró un marcado contraste entre sí, lo que ha sido objeto de diversos análisis petrológicos e inferencias sobre los sistemas alimentadores subsuperficiales (e.g., Kratzmann et al., 2009). Por otro lado, estudios tefroestratigráficos confirman un marcado estilo explosivo durante el Holoceno (e.g. Naranjo y Stern, 1998), destacándose las erupciones fechadas alrededor de 7500 y 3800 AP, cuyas

magnitudes habrían superando en cerca de un orden de magnitud aquella ocurrida en 1991. En octubre–noviembre 2011, una nueva crisis eruptiva tuvo lugar en este centro, cuya evolución y cartografía de apoyo se describe en la siguiente contribución. 2 Crisis eruptiva 2011 Durante las últimas semanas de octubre 2011, el registro de la actividad sísmica reportada por estaciones pertenecientes a la Red Nacional de Vigilancia Volcánica (RNVV), mostró un marcado incremento. En particular, el 25 de Octubre de 2011, a 7 km al noroeste del volcán Hudson, se registró un sismo volcano-tectónico de magnitud local 4.6, a una profundidad menor a 20 km. Este sismo fue precedido por un súbito aumento del número de eventos, que gatilló un cambio en el nivel de alerta volcánica. Al mismo tiempo, se aumentó la cobertura de estaciones sísmicas alrededor del centro y se instaló una cámara de vigilancia visual. Un conjunto de sobrevuelos confirmaron la emisión piroclástica desde columnas eruptivas débiles (alturas menores a 10 km) y la presencia de al menos tres cráteres con diámetros menores a 500 m, formados en el glaciar (distintos a aquéllos identificados durante los eventos eruptivos de 1991). Lo anterior fue corroborado mediante imágenes satelitales de radar TerraSAR-X. El contínuo descenso en la tasa de registros sísmicos (en número y magnitud), así como también el cese de emisiones piroclásticas y gaseosas desde los cráteres activos, implicó un descenso en el nivel de alerta durante los primeros días de noviembre 2011. 3 Generación de cartografía de peligro

volcánico A pesar de la existencia de una serie de estudios geoquímicos, radiométricos y tefroestratigráficos, la cartografía geológica en detalle y de peligros del volcán Hudson es escasa, con la excepción de un esquema fotogeológico presentado por Orihashi et al. (2004). De este modo, en los albores de la crisis 2011 se procedió a la confección de un mapa preliminar de peligros volcánicos con el propósito de apoyar la toma de decisiones durante la emergencia. Sobre la base del conocimiento geológico de la zona, del registro de lahares y caída piroclástica

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ocurridos en las últimas décadas (Naranjo et al., 1993; Best, 1992) y mediante la utilización de técnicas de modelación probadas para distintos centros volcánicos, se bosquejó una zonificación de peligros consistente en: 1) zonas bajas susceptibles de ser inundadas por lahares (zona amarilla, Fig. 1). En particular a lo largo de los valles hacia el noroeste del volcán, dirección en la cual drena principalmente el glaciar que anida la caldera (valles Huemules y Cupquelán) y hacia el suroeste (valle del Sorpresas) donde existe una depresión en la pared de la caldera, 2) zonas proximales susceptibles de ser impactadas por flujos piroclásticos (zona roja, Fig. 1). A pesar que este tipo de fenómenos no ha sido observado durante erupciones históricas, el registro holoceno indica la presencia de potentes depósitos ignimbríticos, emplazados hacia el norte, sureste y suroeste de la caldera. Considerando la extensión máxima de éstos, es posible delinear una zonificación potencial, mediante la intersección de conos de energía con la topografía, de acuerdo a metodologías de uso general (Malin y Sheridan, 1982), y 3) de manera similar a lo producido durante la erupción del Cordón Caulle en Junio 2011, se proporcionaron pronósticos diarios de dispersión y acumulación piroclástica, mediante un modelo de advección-difusión y usando campos de vientos obtenidos de modelos globales. Dos escenarios eruptivos, definidos determinísticamente, fueron simulados cada 12 horas, consistentes en columnas eruptivas de 10 y 16 km de altura y sus volúmenes asociados. La dirección de transporte pronosticado fue principalmente hacia el sureste, este y noreste del volcán. A pesar de la latente posibilidad de una erupción mayor durante la crisis, ninguno de estos escenarios finalmente tuvo lugar. 4 Fenómenos volcánicos observados La emisión piroclástica resultó ser de baja magnitud en conexión a columnas eruptivas débiles. Se reportó una bruma de ceniza fina en suspensión, sensible hasta la localidad de Villa Cerro Castillo, ubicada a 65 km al sureste del volcán, pero sin formar un depósito de caída medible. Esta situación permitió descartar la ocurrencia de lahares secundarios en las cuencas ubicadas al este del volcán, originados a partir de transporte fluvial de depósitos de caída no consolidados. Por otro lado, sobre la superficie del glaciar caldérico se colectó una muestra de piroclastos emitidos entre el 26 y 31 de octubre 2011. El análisis de este material, mediante microscopio electrónico de barrido (SEM), mostró la presencia de material escoriáceo vesicular, material fibroso, abundantes esquirlas con superficies curvas, y escasos fragmentos líticos, lo que sugiere que el material colectado es mayoritariamente juvenil. Análisis referenciales sobre la composición (EDS) en el mismo material, indicaron composiciones máficas similares a la primera fase de la erupción de 1991.

Adicionalmente, datos provenientes del sensor satelital OMI confirmaron la presencia de dióxido de azufre en la atmósfera, principalmente entre los días 28 y 30 de octubre 2011. La emisión de este gas es relevante, pues usualmente es un buen indicador de la presencia de un cuerpo de magma sub-superficial en proceso de desgasificación. Sin embargo, los fenómenos de mayor magnitud documentados durante esta crisis tienen relación con la generación de lahares hacia los valles de los ríos Huemules, Cupquelán y Sorpresas. El origen de estos flujos probablemente se deriva de la interacción de un sistema hidrotermal sub-superficial con la masa glaciaria. Estos eventos transportaron hacia el oeste del volcán una importante carga sedimentaria, troncos de árboles, bloques rocosos y fragmentos de hielo de varios metros cúbicos de volumen, los que incluso fueron reportados flotando en canales en los cuales tributan los ríos que nacen o se alimentan de la red hidrográfica del volcán. A pesar de la magnitud de estos eventos no se reportaron víctimas fatales. Agradecimientos Gonzalo Hermosilla de la Oficina Técnica de Coyhaique (SERNAGEOMIN) mantuvo constante coordinación con el grupo y facilitó valioso material gráfico. Enrique Valdivieso (ENAMI) colectó y facilitó una muestra del material juvenil sobre la caldera en sobrevuelo en helicóptero. Robert Metzig, de la Agencia Espacial Alemana (DLR), y Paul Simmons (NASA) proporcionaron de manera expedita imágenes TerraSAR-X y EO-ALI durante la crisis eruptiva. Mauricio Belmar (SGS) apoyó el análisis SEM de piroclastos. Esta contribución cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería. Referencias Best, J.L. 1992. Sedimentology and event timing of a catastrophic

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Figura 1. Mapa de peligros preliminar para zonas proximales y medias, durante la crisis del volcán Hudson, octubre-noviembre 2011.

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Estado de actividad de los volcanes con monitoreo instrumental en Chile

Luis Enrique Franco Marín, Erasmo Hernández y Paola Peña Observatorio Volcanológico de los Andes del Sur (OVDAS), Servicio Nacional de Geología y Minería (SERNAGEOMIN) Dinamarca 691, Temuco, Chile *E-mail: luis.franco@sernageomin.cl Resumen. La situación geotectónica de Chile, debida la colisión de las placas de Nazca y Sudamericana principalmente, generan a nivel continental, un arco volcánico bastante activo, con la presencia de ~120 volcanes con alguna potencialidad de generar erupciones volcánicas en el presente. Con motivo de las erupciones en los años 2008 y 2009 de los volcanes Llaima y Chaitén, se constituyó un proyecto para instrumentar las principales regiones volcánicas del país. Es así como se desplegó instrumental de monitoreo que hoy llega a 27 volcanes. Los datos obtenidos a partir de un procesamiento primario, revelan que los volcanes más activos de Chile, son el Villarrica y el Llaima; el primero, con fluctuaciones importantes reflejadas en el aumento y disminución de la actividad, y el segundo claramente evidencia un periodo de descenso en su actividad, después de su última erupción en abril de 2009. Otro set importante de volcanes, el cual soporta el grado de peligrosidad adoptado para su estudio e investigación, son: Láscar, Laguna del Maule, Complejo Volcánico Planchón Peteroa, Mocho, Choshuenco, Cordón Caulle, Chaitén y Hudson; experimentan la generación de sismicidad menor, principalmente asociada con fracturamiento de material rígido y dinámica de fluidos al interior de los conductos volcánicos. Palabras Claves: volcanes, monitoreo, actividad, erupciones. 1 Introducción Debida la posición geográfica y que las placas de Nazca y Sudamericana, colisionan en un proceso de subducción, la implicancia aparte de la sismicidad y deformación, se refleja con desarrollo de un arco magmático en la cordillera principal con una zona volcánica activa. De norte a sur, el ángulo de esa subducción varía, generando diferentes segmentos volcánicos (Levenua y Cembrano, 1999), con la presencia de numerosos centros de actividad los que varían dependiendo de sus tamaños, formas y estilos eruptivos. Aunque ya se había constituido el Observatorio Volcanológico, fue con motivo de las erupciones de los volcanes Llaima (enero de 2008 y abril de 2009) y Chaitén (mayo de 2008), que se materializó un proyecto en el año 2009, para complementar a instrumentar los volcanes con mayor peligrosidad en el país (Lara, 2009). Debido al monitoreo sismológico inicial, se contaba con un nivel base de actividad a partir de los registros

sismológicos, solo para algunos centros volcánicos tales como Llaima, Villarrica, Mocho, Choshuenco, Complejo volcánico Carrán-Los Venados, Osorno y Calbuco. Para el 2012, se posee un monitoreo en campo cercano o intermedio, en tiempo real y continuo de 27 centros volcánicos, el cual consta de sensores sismológicos, de deformación, geoquímicos, cámaras de video y térmicas y micrófonos; que permiten evaluar y diagnosticar el nivel de actividad, a partir de un procesamiento primario de la información. La información suministrada principalmente por los sensores sismológicos, basada en un estándar que se trabaja a nivel mundial, donde se reconocen signos especiales y patrones propios de actividad (Chouet, 2003), ha generado un punto de partida que busca parametrizar la actividad volcánica, dentro de unos rangos (cuantitativos y cualitativos) que comparan ascensos, descensos y aparición de sismicidad, para obtener así, los distintos niveles de alertas volcánicas. 2 Metodología, muestreo, resultados 2.1 Procesamiento primario de la información Una vez obtenida la información vía remota, se procesa sin interrupción (24 horas los 365 días) en un laboratorio de observación y análisis. Básicamente la información es depurada y almacenada en base de datos, con la posterior obtención de gráficas para el seguimiento y fortalecimiento de ese nivel base de actividad volcánica. El proceso a aborda de forma general con clasificación de sismos, lectura de parámetros básicos de ondas, localización de sismicidad, cálculo de energía liberada a partir de sismcidad; procesamiento de datos geoquímicos (DOAS); obtención de datos de GPS, de inclinometría (deformación); y procesamiento de las imágenes provenientes de las cámaras IP y revisión de imágenes sensores remotos. 2.2 Toma de datos El despliegue de redes de monitoreo se soporta en un grupo multidisciplinario compuesto por profesionales (sismólogos e ingenieros) y técnicos, los cuales diseñan e instalan dependiendo del tipo de volcán instrumentado (Ewert et Al, 2005). Es así como de norte a sur, se tiene

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algún tipo de instrumental en los volcanes San Pedro, Láscar, Tupungatito, San José, Longaví, San Pedro Tatara, Planchón-Peteroa, Descabezado Grande, Laguna del Maule, Antuco, Callaqui, Copahue, Lonquimay, Llaima, Villarrica, Mocho-Choshuenco, Grupo Carrán-Los Venados, Cordillera Nevada-Cordón Caulle-Puyehue, Osorno, Calbuco, Yate-Hornopirén, Chaitén, Mentolat, Maca-Cay, Melimoyu y Hudson (Fig 1.).

Figura 1. Distribución de los principales centros volcánicos, que poseen estaciones de monitoreo (los triángulos indican la posición de los volcanes). Los datos de las estaciones remotas se reciben telemétricamente haciendo uso de nodos informáticos y de comunicación, instalados en lugares cercanos a donde se acopia la mayoría de señales provenientes de los volcanes. 2.3 Resultados Una vez evaluada la información, ha permitido determinar que los volcanes Villarrica y Llaima son los volcanes más activos de Chile (Fig. 2), tal y como se evidencia en innumerables artículos científicos; algunas crisis y erupciones menores en los volcanes Láscar, Planchón-Peteroa y Villarrica, han sido anticipadas gracias a la evaluación de los datos, los cuales insinúan incrementos en la actividad sísmica. Se registraron las etapas previas y todo el proceso eruptivo de los volcanes Hudson (semanas) y la del Cordón Caulle, cuyo proceso está en decadencia después once (11) meses de actividad. No así, el poco tiempo de monitoreo, insinúa una actividad importante en el complejo volcánico de la Laguna del Maule, con resultados que evidencian una deformación y parecen estar acordes con descripciones reveladas en estudios de interferometria para esta zona (Fournier et Al, 2003).

Para los demás volcanes, el nivel de actividad es estable y se enmarca dentro de la habitualidad, teniendo en cuenta el insipiente tiempo de observación.

Figura 2. Comparación temporal de la energía liberada a partir de la sismicidad asociada con ruptura de material rígido y dinámica de fluidos en el interior de los edificios volcánico. Note como las curvas obtenidas para el Llaima y Villarrica, es mayor que para otros volcanes; solo la erupción del Cordón Caulle (2011) puede igualar esos valores. A la fecha de presentación de este resumen, solo dos volcanes permanecen con Alerta volcánica amarilla (Llaima y Cordón Caulle) lo cual implica Cambios en el comportamiento de la actividad volcánica o que desciende su actividad, después de un período eruptivo (tiempo probable para una erupción: semanas/meses); los demás volcanes con monitoreo, presentan una Alerta volcánica Verde, indicando que es activo y de comportamiento estable (tiempo probable para una erupción: meses/años). Referencias Chouet B., 1996. New methods and future trends in seismological

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Avances en el estudio tefrocronológico post-glacial del complejo volcánico Laguna del Maule Álvaro Amigo* Programa de Riesgo Volcánico, RNVV, Servicio Nacional de Geología y Minería. Merced 22, oficina 701, Chile. Judy Fierstein U.S. Geological Survey, Menlo Park, California, EE.UU. Patricia Sruoga Servicio Geológico y Minero Argentino, SEGEMAR. * E-mail: alvaro.amigo@sernageomin.cl Resumen. El complejo volcánico Laguna del Maule se caracteriza por un conjunto de conos, coladas de lava y domos, que cubren una amplia gama de composiciones magmáticas. En particular, estudios geológicos recientes indican la existencia de más de 30 coladas y domos silíceos post-glaciales, para los cuales existe un restringido control cronológico. Este trabajo da cuenta de estudios en curso que buscan la identificación y caracterización de depósitos piroclásticos de caída, con el objetivo de correlacionar sus fuentes, determinar la magnitud de los eventos explosivos que los originaron y establecer una cronología eruptiva post-glacial para este complejo. Esta iniciativa representa un esfuerzo conjunto y un ejemplo de cooperación exitosa entre servicios geológicos de tres países, en una región prácticamente inexplorada en términos del reconocimiento de actividad eruptiva reciente. Palabras Claves: Laguna del Maule, tefroestratigrafía, tefrocronología. 1 Introducción El complejo volcánico Laguna del Maule se encuentra ubicado en la región limítrofe con Argentina de la Región del Maule. Este complejo cubre alrededor de 500 km2 y está formado por conos, volcanes de escudo, domos y flujos de lava. Estudios geológicos recientes (Hildreth et al., 2009) han identificado al menos 130 centros eruptivos individuales, de los cuales han sido emanados más de 350 km3 de material en los últimos 1.5 Ma. En particular, se han identificado un total de 36 lavas y domos post-glaciales de composiciones riolíticas y riodacíticas, emitidos desde 24 centros eruptivos diferentes. En este trabajo se documenta la existencia de un conjunto de depósitos piroclásticos de caída, con el objetivo de determinar su naturaleza, distribución, volumen, química y edad, con el fin de correlacionar estos depósitos con sus fuentes y así establecer un control cronológico de la actividad más reciente de este complejo. Cabe destacar que la Laguna del Maule ha llamado la atención recientemente en la comunidad científica global, como consecuencia de una elevada tasa de inflación (18,5 cm/año entre enero 2007 y enero 2008) en el borde suroeste de la laguna actual, detectada mediante técnicas

de interferometría radar (Fournier et al., 2010) 2 Métodología y resultados 2.1 Campañas de campo La región ubicada al este del complejo volcánico es una zona remota de limitado acceso vial. A la fecha, se han realizado dos campañas de campo, en los veranos de los años 2011 y 2012, en el sector ubicado inmediatamente al este del complejo volcánico (Provincia de Mendoza, Argentina), apoyados por vehículos y por arrieros y mulares. Se espera realizar una tercera campaña, con el fin de homogenizar el nivel de reconocimiento y de muestreo de una zona cercana a los 2000 km2. 2.2 Secciones estratigráficas En conjunto, durante ambas campañas se han realizado un total de 64 secciones estratigráficas. La mayoría de las secciones corresponden a niveles de caída piroclástica consistentes de clastos pumíceos y/o cenizas finas, que en general presentan bajos niveles de alteración y de retrabajo. No obstante, en algunas secciones proximales se ha identificado el aporte de ceniza muy fina, que podría estar relacionada con el emplazamiento de flujos piroclásticos en regiones cercanas. El trabajo de campo consiste esencialmente en realizar detalladas mediciones representativas de tanto los espesores como de las dimensiones de unos 10 clastos mayores (pumíceos y líticos). Posteriormente se realiza un muestro tipo bulk y de clastos individuales para análisis posteriores. Cuando más de un nivel piroclástico está presente, éstos usualmente se encuentran separados por paleosuelos, algunos de ellos ricos en materia orgánica, los que se han colectado con el objetivo de realizar análisis radiométricos 2.3 Análisis de laboratorio Casi la totalidad de las muestras colectadas, tienen por objetivo la realización análisis posteriores de laboratorio.

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Para la mayoría de las muestras piroclásticas se han efectuado tamizajes manuales y separación de componentes, principalmente enfocado a los clastos líticos (realizados en Chile). En clastos representativos de las muestras seleccionadas, se han efectuado análisis químicos de roca total y de microsonda electrónica en vidrio volcánico (realizados en EE.UU.). Adicionalmente se han efectuado dataciones radiométricas 14C AMS en niveles orgánicos de algunos paleosuelos que separan distintas unidades piroclásticas, con el objetivo de aumentar el control cronológico. 2.4 Resultados preliminares De manera preliminar se han identificado más de una decena de depósitos diferentes. Al menos cuatro de éstos, corresponden a erupciones mayores, probablemente del tipo plinianas. Destaca la más antigua de este conjunto, correspondiente a una riolita de alto contenido de sílice, para la cual se han medido espesores de mayores a 2 metros a 40 km del complejo volcánico. Los análisis químicos de roca total y de microsonda sugieren que este evento podría estar correlacionado con los flujos de lava responsables de la formación de la Laguna del Maule (ca. 23 ka, Singer et al., 2000). Adicionalmente, correlaciones estratigráficas, químicas y dataciones 14C sugieren eventos importantes cerca de los 7 ka, 4 ka y 3.2 ka, siendo el primero de éstos probablemente de una magnitud similar al evento 23 ka. Análisis radiométricos en curso permitirán un mejor control cronológico de estos eventos, así como también una mayor cobertura de las observaciones permitirá una estimación de las magnitudes eruptivas. Estos resultados demuestran que el complejo Laguna del Maule es un centro activo, caracterizado por erupciones explosivas en su etapa de actividad más reciente. Un evento eruptivo de las características de los analizados en el presente estudio, implicará sin duda un impacto mayor en comunidades de Chile y Argentina.

Agradecimientos Se agradece el apoyo otorgado por los servicios geológicos de Chile y Argentina, al igual que la del Volcano Disaster and Assistance Program, VDAP, del USGS. Manuela Elissondo y Mario Rosas (SEGEMAR) participaron activamente en ambas campañas de campo. Se agradece al personal del Taller de Molienda de SERNAGEOMIN por el apoyo prestado en el procesamiento de un importante número de las muestras generadas en este estudio. Esta contribución cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería, Chile. Referencias Fournier, T.J.; Pritchard, M.E.; Riddick, S.N. 2010. Duration,

magnitude, and frequency of subaerial volcano deformation events: New results from Latin America using InSAR and a global synthesis. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 11(1). Q01003. 29p

Hildreth, W.; Godoy, E.; Fierstein, J.; Singer, B. 2010. Laguna del

Maule Volcanic Field: Eruptive history of a Quaternary basalt-to-rhyolite distributed volcanic field on the Andean rangecrest in central Chile. Servicio Nacional de Geología y Minería, Boletín 63, 144 p. Santiago.

Singer, B.; Hildreth, W.; Vincze, Y. 2000. 40Ar/39Ar evidence for

early deglaciation of the central Chilean Andes. Geophysical Research Letters 27:1663-1666.

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Evolución geológica, geocronológica y petrológica d el Complejo Volcánico Quimsachata-Aroma, Altiplano de Iquique, Chile Nicolás Correa 1,2*, Diego Morata 1, Jorge Clavero 2 y Rodrigo Arcos 2 1 Departamento de Geología y Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA-FONDAP). Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile

2Energía Andina S.A. Darío Urzúa 2165, Providencia, Santiago, Chile *E-mail: ncorrea@energiandina.cl

Resumen. El Complejo Volcánico Quimsachata-Aroma comprende dos edificios volcánicos principales, con productos de composición andesítica-dacítica de alto-K y una historia evolutiva de al menos 1,6 Ma entre el Plioceno superior y el Pleistoceno inferior. La actividad registrada es principalmente efusiva y litológicamente monótona, caracterizada petrológicamente por: abundancia de inclusiones máficas ovaladas; presencia de ‘megacristales’ de sanidina; altos grados de oxidación primaria en anfíbolas y biotitas; y diversidad de texturas de desequilibrio. El marcado lineamiento NW-SE de sus centros de emisión sugiere un fuerte control estructural en el ascenso magmático. Los magmas precursores tuvieron un origen mantélico con presencia de granate como fase residual. Su ascenso se habría visto interrumpido en al menos dos etapas: (i) en reservorios profundos (14-19 km), donde los magmas a alta T° (860-980°C) habrían sufrido procesos de modificación tipo MASH; y (ii) en reservorios más someros (<9 km) probablemente en reservorios magmáticos formados por magmas diferenciados, riodacíticos, más fríos y cristalinos (640-780°C), donde la interacción magmática dio pie a procesos de hibridación y mezcla de magmas. La modificación durante los estancamientos se suma a los numerosos procesos de diferenciación que tuvieron lugar durante el ascenso: asimilación cortical, cristalización fraccionada, descompresión adiabática, exolución de volátiles, autoconvección y automezcla.

Palabras clave : desequilibrio, hibridación, mezcla inmiscible, enclaves, termobarometría. 1 Introducción El Complejo Volcánico Quimsachata-Aroma (CVQA) es un voluminoso complejo volcánico del Plioceno superior – Pleistoceno inferior, consistente en dos edificios volcánicos coalescentes: el Cerro Aroma hacia el W, con característica forma cónica, y la cadena volcánica de los Cerros de Quimsachata hacia el E. Es parte de una larga cadena de volcanes pliocenos que recorre el sector norte de la Pampa Lirima, en el Altiplano de Iquique (Polanco y Gardeweg, 2000). Hasta ahora, había recibido poca atención por parte de los estudios desarrollados en el Altiplano, principalmente por su ubicación dentro del

mal llamado ‘Gap de Pica’, donde, en teoría, no se ha hallado registros de actividad volcánica reciente. Sin embargo, su relativa cercanía al campo geotermal de Pampa Lirima (14 km), explorado por Energía Andina S.A., y su morfología bien preservada lo señalaron como candidato a ser la expresión superficial de un sistema magmático activo, responsable de las manifestaciones geotermales observadas hacia el sur. En este trabajo se describe la evolución del complejo, y se discuten los procesos petrogenéticos que probablemente le dieron origen. 2 Evolución geológica y geocronología El CVQA se erige unos 1.100 m sobre su base, con varias cumbres que sobrepasan los 5.000 msnm, correspondientes a los antiguos centros de emisión, hoy erosionados, aunque claramente orientados en dirección NW-SE en conjunto con el resto de los edificios volcánicos de la cadena pliocena hacia el E. El CVQA ha sido fuerte y disímilmente afectado por la erosión glaciar y por alteración hidrotermal en sus partes altas, produciendo zonas de debilidad y circos glaciares. Los productos volcánicos se distribuyen radialmente en torno a los centros de emisión, rellenando un paleo-relieve tallado sobre antiguos volcanes miocenos. Al menos 3 estadios han sido identificados en su evolución, sobre la base de mapeo geomorfológico y volcanológico, fotointerpretación y de datos geocronológicos (K/Ar y Ar/Ar) obtenidos. El estadio I aflora en las partes bajas del complejo y está formado por lavas andesíticas, ocupando un área de 3,4 km2. Las coladas son gris oscuras, con escasos afloramientos, en bloque o lajosos, muy fracturados y con escasas morfologías primarias preservadas, ya que han sido muy afectadas por la erosión y abrasión glaciar y en gran parte cubiertos por los productos del estadio II. Una edad plateau Ar/Ar en masa fundamental indica que el estadio I tuvo lugar hace unos 3 Ma (edad de 3,196±0,019 Ma), durante el Plioceno superior.

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El estadio II corresponde al periodo de mayor actividad del CVQA. Incluye coladas de lava, lava-domos y domos de composición andesítica a riodacítica. Cubren una superficie de 43,6 km2. Las lavas y las lava-domos son las unidades más comunes, descendiendo radialmente desde la parte alta de ambos edificios volcánicos. Poseen una morfología linguoide, con albardones (“levées”) y lóbulos de avance bien preservados. Los afloramientos son pardo-rosáceos a grises, en forma de bloque, con disyunción columnar, cornisas lajosas y fracturamiento de flujo. Los domos sólo se hallan en el sector de Quimsachata. Tres de ellos forman un lineamiento NW-SE en el faldeo sur del complejo, con superficies rugosas y algunos afloramientos grises expuestos en forma de bloque. De acuerdo a numerosas dataciones Ar/Ar y K/Ar, el estadio II habría ocurrido en un intervalo de aproximadamente 400 ka, entre 2,5 y 3 Ma (eades comprendidas entre 3,033±0,010 y 2,58±0,12 Ma), es decir, durante la mayor parte del Plioceno superior. La característica más representativa del estadio III es el domo daciandesítico que compone el Cerro Aroma, el que junto a algunos depósitos piroclásticos, y escasos flujos de lava, cubren a los productos noroccidentales del estadio previo, ocupando una superficie de 9,2 km2. El domo del Cerro Aroma forma la mayor parte del edificio volcánico occidental, cortado en su flanco norte por un gran escarpe glaciar. Posee una base elíptica, orientada en sentido NW-SE, y sus afloramientos son bloques gris-rojizos. Algunos pequeños depósitos piroclásticos de bloques y ceniza se distribuyen radialmente en sus flancos, probablemente asociados a su colapso gravitacional durante el emplazamiento. Las lavas son linguoides, pobremente preservadas, prácticamente sin rasgos primarios ni afloramientos, que recorren hacia el NW desde la base del Cerro Aroma. De acuerdo a una datación Ar/Ar en anfíbola obtenida desde un flanco del domo Aroma, esta etapa final habría tenido lugar hace aproximadamente 1,6 Ma (edad de 1,58±0,08 Ma), durante el Pleistoceno inferior, sugiriendo un intervalo sin actividad volcánica de hasta 1 Ma entre los estadios I y II. 3 Petrografía Las rocas son primordialmente andesitas a dacitas porfíricas, dominadas por las texturas de desequilibrio halladas en fenocristales y xenocristales, y la presencia de inclusiones máficas ovaladas (enclaves). La asociación mineral típica consiste en plagioclasa (40-50%), sanidina (3-5%), cuarzo (desde accesorio a 2-3%), dos tipos de anfíbola (30-50%), biotita (10-15%), clinopiroxeno (desde accesorio al 5%) y óxidos de Fe-Ti (accesorio en fenocristales, pero abundantes en la masa fundamental), con apatito, olivino, titanita y circón como

accesorios. El contenido de fenocristales varía entre el 25-35%. Los feldespatos son notorios en la masa fundamental afanítica gris-rojiza, especialmente los ‘megacristales’ de sanidina, que alcanzan 7-8 cm de largo; los fenocristales máficos son pequeños (0,5-2 mm). Tanto feldespatos como máficos muestran a veces un arreglo subparalelo. Se observan en los fenocristales numerosas texturas de desequilibrio, tales como bordes embahiados, bordes de reacción, zonación en feldespatos y anfíbola, textura de cedazo en feldespatos, coroníticas (anfíbola sobre otros máficos y clinopiroxeno acicular sobre cuarzo) y oxidación de biotitas y anfíbolas. La masa fundamental es principalmente holocristalina y bandeada, dominada por microlitos de feldespatos subparalelos, con menores cantidades de anfíbola, biotita, clinopiroxeno y óxidos de Fe-Ti rellenando los intersticios en una típica textura pilotaxítica. El vidrio ha sido casi completamente reemplazado por feldespato potásico y polimorfos de sílice por desvitrificación, aunque en algunos cortes son visibles parches de vidrio relativamente fresco, con desarrollo de esferulitos y axiolitos. El contenido de inclusiones máficas alcanza el 1-3% (vol.). Son dominadas por proporciones similares de plagioclasa y anfíbola acicular, definiendo una textura dyktitaxítica. A veces incluyen xenocristales de biotita o cuarzo exhibiendo coronas de clinopiroxeno, o de feldespatos con textura de cedazo. 4 Geoquímica 4.1 Química de roca total Las rocas del CVQA son de composición traquiandesítica a traquítica, con marcada afinidad calco-alcalina de alto-K. Los patrones de evolución observados en las concentraciones de elementos mayores versus sílice son aproximadamente lineales. Por otro lado, las inclusiones máficas analizadas corresponden a andesitas traquibasálticas y traquiandesitas máficas, igualmente de la serie calco-alcalina de alto-K. Los diagramas de REE muestran un notorio enriquecimiento en LREE respecto a los HREE, sin que se observen anomalías de Eu. Todas las muestras poseen valores de YbN<10 y los valores de (La/Yb)N se encuentran en el intervalo 22,01 – 56,76. 4.2 Química mineral La plagioclasa (An57-36Ab43-60Or00-04) presenta por lo general zonación normal, aunque algunas con textura de cedazo muestran un abrupto sobrecrecimiento cálcico labradorítico. La sanidina (An03-01Ab50-29Or47-71) es sistemáticamente menos potásica hacia los bordes. Las anfíbolas se separan en 2 tipos: (1) Mg-hornblenda y (2) tschermakita–Mg-hastingsita (Figura 1), las más comunes en los enclaves máficos.

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4.3 Termobarometría Los geobarómetros de Johnson y Rutherford (1989) y Schmidth (1992) en anfíbola indican que las del tipo (1) habrían cristalizado a una profundidad de 6-9 km, e inclusive menor. Por otra parte, las del tipo (2) se habrían formado entre 14-19 km. El geotermómetro de Holland y Blundy (1994) en los pares anfíbola-plagioclasa entregó una T° de cristalización de 640-780° C para las anfíbolas del tipo (1), y dos rangos de T° para las del tipo (2): 740-820° C y 860-980° C.

Figura 1. Química mineral de anfíbolas. Clasificación según Leak et al. (1997). 5 Discusión La monotonía química y petrográfica de los productos del CVQA indica procesos de larga duración en el sistema magmático que alimentó el complejo al menos hasta el Pleistoceno inferior, con erupciones episódicas interrumpidas por largos (de hasta 1 Ma) períodos de latencia. El claro lineamiento de sus centros de emisión sugiere un fuerte control estructural en el ascenso magmático. Por otro lado, la datación del último estadio indica que probablemente el CVQA entró en inactividad a mediados del Pleistoceno inferior, hace unos 1,6 Ma. En cuanto a la petrogénesis, los patrones de REE sugieren una fuente profunda con presencia de granate como fase residual para los magmas primitivos. La mayor parte de las texturas de desequilibrio pueden explicarse por diferentes procesos ocurridos durante el ascenso a través de la gruesa corteza bajo el altiplano (70-80 km): la reabsorción, bordes de reacción, texturas de cedazo, y oxidación en anfíbolas y biotitas responden a una abrupta descompresión producto del ascenso magmático; coronas de reacción y texturas de cedazo se generan por cambios drásticos en la composición del magma circundante al fenocristal/xenocristal, ya sea por

autoconvección y automezcla en un reservorio, mezcla de magmas, cristalización fraccionada o asimilación cortical. Finalmente, de acuerdo a la geotermobarometría se estima que el ascenso magmático fue interrumpido en al menos dos etapas: (i) en el límite corteza inferior-superior, en reservorios profundos de 14-19 km, donde los magmas fueron estancados y sufrieron procesos de modificación tipo MASH, cristalizando anfíbolas del tipo (2) como fenocristales y a expensas de cristales máficos inestables; y (ii) en reservorios someros en la corteza superior (<9 km), donde el rango de cristalización de 740-820° C en las anfíbolas del tipo (1) indicaría temperaturas de interacción entre un magma máfico ascendiente y un magma riodacítico más frío y cristalino ya hospedado en el reservorio por diferenciación magmática, a temperaturas de 640-780° C. Esta interacción produciría desequilibrio en los enclaves, dado el contraste químico y termal con el magma ácido, e hibridación magmática en las interacciones de larga duración, por la homogenización fisicoquímica dada por la posible autoconvección en el reservorio magmático. Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado por EASA, en el marco de un programa de cooperación CEGA-EASA. Se presenta, además, como una contribución al Proyecto CONICYT-FONDAP #15090013. Referencias Holland, T.J.B.; Blundy, J.D. 1994. Non-ideal interactions in calcic

amphiboles and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology, 116: 433-447.

Johnson, M.C.; Rutherford, M.J. 1989. Experimental calibration of

the aluminiumin-hornblende geobarometer with application to Long Valley Caldera (CA) volcanic rocks. Geology, 17: 837-841.

Leake, B.E.; et al. 1997. Nomenclature of amphiboles: Report of

the Subcommittee on Amphiboles of the internacional Mineralogical Association, Commission on New Minerals and Mineral Names. American Mineralogist, 82 : 1019-1037.

Polanco, E.; Gardeweg, M. 2000. Antecedentes preliminares de la estratigrafía volcánica del Cenozoico superior en los Cuadrángulos Pampa Lirima y Cancosa, Altiplano de la I Región, Chile (19°45’-20°00’ S y 69°00-68°30’ W). In IX Congreso Geológico Chileno, No. 3, Actas 2: 324-328. Puerto Varas.

Schmidth, M.W. 1992. Amphibole composition in tonalite as a

function of pressure: An experimental calibration of the Al-in-hornblende barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 110: 304-310.

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Geología de la cadena volcánica Paniri-Toconce, Zon a Volcánica Central, Altiplano de la Región de Antofa gasta, Chile Edmundo Polanco 1*, Jorge Clavero 1 y Aldo Giavelli 1

1 Energía Andina S.A. Darío Urzúa 2165, Providencia, Santiago, Chile *E-mail: epolanco@energiandina.cl Resumen. La cadena volcánica del Paniri-Toconce (NW-SE) localizada en el Altiplano de la Región de Antofagasta se caracteriza por un fuerte control estructural a través de su evolución durante el Pleistoceno. Esta cadena volcánica de más de 30 km de longitud es dominada por dacitas de anfíbola y biotita y subordinadamente por andesita de piroxeno±anfíbola±biotita e incluye al domo torta más voluminoso del planeta, el Domo Chao, donde nuevas dataciones Ar/Ar señalan su actividad culminaría en el Pleistoceno Superior. Evidencias de terreno, petrográficas y geoquímicas indican la cristalización fraccionada como proceso dominante durante la evolución de los magmas que dieron origen a las rocas a los distintos centros eruptivos de esta cadena pero también la ocurrencia de continuos procesos de mezcla de magma. Palabras clave : Cadena volcánica, dataciones Ar/Ar, cristalización fraccionada, mezcla de magmas 1 Introducción La cadena volcánica Paniri-Toconce (Pleistoceno) se localiza en la Región de Antofagasta, unos 80 km al NE de la ciudad de Calama, inmediatamente al SE de los volcanes San Pedro y San Pablo en la provincia volcánica denominada Zona Volcánica Central (16-28° S) (Stern, 2004; Stern et al., 2007). Esta cadena volcánica constituye una estructura alineada de dirección NW-SE (N130°E) que se extiende por más de 30 km desde el Complejo Volcánico Paniri (CVP) hasta el volcán Toconce. Está conformada de NW a SE por los siguientes centros eruptivos: CVP, Domo Chao, Complejo Volcánico del León-Lagunita y el volcán Toconce. La geología del área de estudio fue realizada con el apoyo de estudios petrográficos, análisis químicos de roca total y dataciones radiométricas Ar/Ar de muestras de roca seleccionadas. En el presente trabajo se exponen los principales resultados obtenidos del levantamiento geológico realizado en esta cadena volcánica en el marco de la exploración superficial de la concesión de exploración de energía geotérmica Paniri otorgada a Energía Andina S.A. 2 Geología El Complejo Volcánico del León-Lagunita (CVLL) corresponde a un centro de larga evolución que está

conformado por los volcanes del León (5.753 m s.n.m.) y Lagunita (5.404 m s.n.m.) que se ubican al W del volcán Toconce. El Volcán Lagunita corresponde a un estratovolcán más antiguo fuertemente erosionado, de más de 7 km de diámetro en dirección E-W que presenta importantes zonas afectadas por procesos de alteración hidrotermal y está constituido por coladas de lava andesíticas y dacíticas (59 y 65-66% en peso de SiO2) y depósitos piroclásticos de bloques y ceniza. El Volcán del León es un estratovolcán de más de 6 km de diámetro conformado principalmente por coladas de lava andesíticas y dacíticas de piroxeno y anfíbola aunque también tiene depósitos piroclásticos de bloques y ceniza asociados. En su cima tiene dos cráteres semicirculares anidados de 260-270 m de diámetro. El estado de conservación de las coladas y sus relaciones de contacto señalan que la construcción de este centro eruptivo se ha formado en 3 etapas evolutivas. El volcán Toconce (5.408 m s.n.m.) es un estratovolcán fuertemente erosionado que tiene profundos escarpes glaciares hacia el este y norte de su cima. La erosión ha permitido exponer zonas afectadas fuertemente por procesos de alteración hidrotermal de la parte central del edificio volcánico. Está conformado por potentes coladas de lava porfíricas dacíticas y andesíticas (varían entre 57 y 67% en peso de SiO2), construidas en dos etapas evolutivas. Se dispone de una edad de 1,1 ± 0,1 Ma (Baker y Francis, 1977; Marinovic y Lahsen, 1984) que la asigna al Pleistoceno. El Complejo Volcánico Paniri (5.945 m s.n.m.) corresponde a un voluminoso centro eruptivo andesítico y dacítico (57 y 64-65% en peso de SiO2) de más de 11 por 15 km de diámetro (direcciones E-W y N-S, respectivamente) que se ha construido en al menos 3 etapas evolutivas como señalan las variaciones en el estado de preservación, las relaciones de contacto y la variación litológica de las coladas de lava que constituyen el edificio volcánico. Se obtuvieron edades de 325 ± 8 y 260 ± 100 ka (Ar/Ar en masa fundamental) que permiten asignarla al Pleistoceno Medio-Superior. El Domo Chao (5.166 m s.n.m.) es una estructura volcánica de forma alongada de más de 12 km de largo por un ancho máximo de unos 7 km que corresponde a uno de

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los domos torta (o lava domo) más voluminosos del planeta con un volumen estimado de unos 26 km3 (de Silva et al., 1994). Este domo torta se ha construido en a lo menos tres etapas evolutivas e incluye unos importantes depósitos de flujos piroclásticos de pómez que se distribuyen en forma de abanico hacia el SW y NNE de su fuente (Chao 1). Petrográficamente corresponden a dacitas (66-67% en peso de SiO2) porfíricas de anfíbola, biotita y piroxeno aunque resultados previos señalan también la ocurrencia de riodacitas (69-70% en peso de SiO2) (de Silva et al., 1994). Edades K-Ar en biotita permiten asignar al Domo Chao al Pleistoceno Superior (de Silva et al., 1994), a pesar que los errores son del orden de magnitud de las edades. No obstante, se obtuvo una edad de 350 ± 40 ka (Ar/Ar en anfíbola; este trabajo) para última etapa de este domo, la cual resulta concordante con la edad obtenida en el Domo Chillahuita ubicado inmediatamente al este de la cadena volcánica (370 ± 40 ka; Ar/Ar en anfíbola). 3 Petrografía Los productos de esta cadena volcánica son coladas de lava, domos y domos torta con textura porfírica que petrográficamente corresponden a andesitas de piroxeno±anfíbola±biotita, dacitas y riodacitas de anfíbola y biotita. Además, comúnmente tienen inclusiones máficas (IM), característica habitual en los volcanes de la ZVC. Las IM son de formas redondeadas y corresponden a acumulaciones microcristalinas de plagioclasa, piroxeno±anfíbola y óxidos de Fe-Ti inmersos en vidrio incoloro a color pardo pálido. La plagioclasa es el mineral más abundante en las andesitas, dacitas y riodacitas de esta cadena volcánica y, comúnmente, algunos fenocristales de plagioclasa exhiben textura de zonación oscilatoria y núcleos con textura de cedazo y borde sobrecrecido. El Complejo Volcánico Paniri está conformado por andesitas de piroxeno±anfíbola±biotita y dacitas de anfíbola±piroxeno±biotita (CVP 1 y 2) y dacitas de anfíbola-biotita±piroxeno (CVP 3). El CVLL tiene andesitas de piroxeno±anfíbola±biotita, además de dacitas de anfíbola±piroxeno±biotita y dacitas de anfíbola-biotita (volcanes del León y Lagunita, respectivamente). El Volcán Toconce está constituido principalmente por andesitas de piroxeno±anfíbola±biotita, mientras que, el Domo Chao está constituido por dacitas (domo y pómez) de textura porfíricas de anfíbola y biotita y riodacitas que se diferencian por la ocurrencia de cuarzo como fenocristal, comúnmente con textura de embahiamiento y fracturas curvas. 4 Geoquímica Las rocas seleccionadas de los centros volcánicos de la cadena CVP-Volcán Toconce se caracterizan por un amplio intervalo de variación en su contenido de sílice (57-

68% en peso) conformadas predominantemente por dacitas y andesitas (Le Bas et al., 1986; Le Maitre et al., 1989; 2002) de afinidad subalcalina (límite según Irvine y Baragar, 1971) y corresponde a una serie de rocas calcoalcalinas de alto contenido de K (Peccerillo y Taylor, 1976). El CVP está conformado dominantemente por dacitas y subordinadamente andesitas y una traquiandesita (57, 61, 63-65 y 68% en peso de SiO2). Por su parte, el Domo Chao representa prácticamente a las rocas más evolucionadas de esta cadena volcánica y corresponden a dacitas evolucionadas (66-68% en peso de SiO2) El CVLL, por otro lado, está formado andesitas intermedias (~60% en peso de SiO2) y dacitas y traquidacitas (64-68% en peso de SiO2). En particular, el Volcán Lagunita representa un volcanismo bimodal (59 y 63-65% en peso de SiO2) al igual que el Volcán del León (59-61 y 64% en peso de SiO2). Finalmente, el Volcán Toconce tiene andesitas, andesita evolucionada (% en peso de SiO2) y dacitas (57-59, 62 y 65-67% en peso de SiO2) que corresponden a las tres etapas evolutivas de este centro eruptivo. Por otro lado, los patrones de las tierras raras (REE) de las rocas estudiadas de esta cadena volcánica normalizados a condrita (valores de Sun y McDonough, 1989) son bastante similares y prácticamente paralelos, caracterizado por un enriquecimiento en las REE ligeras y un progresivo empobrecimiento en las REE pesadas con una evidente anomalía negativa de Eu. Los patrones idénticos de las REE señalan un origen común para los magmas que dieron origen a las rocas, mientras que, los patrones paralelos de REE indicarían distintos grados de fraccionamiento mineral. Además, la anomalía negativa de Eu indica que el fraccionamiento de la plagioclasa es dominante en el proceso de diferenciación magmática. Por su parte, los patrones de los elementos incompatibles normalizados al MORB (Pearce, 1983) de las rocas analizadas de esta cadena volcánica son muy similares, caracterizado por un enriquecimiento en elementos incompatibles móviles (Sr, K, Rb y Ba) y un paulatino empobrecimiento en los elementos incompatibles inmóviles (Ta a Yb) con anomalías negativas en Nb, P y Ti. Comúnmente este tipo de patrón es interpretado como típico de magmas de márgenes convergentes donde los magmas se originan por la incorporación de fluidos derivados de la deshidratación de fondo oceánico subducido (enriquecido en elementos incompatibles móviles) y por la fusión del manto o cuña astenosférica (empobrecimiento en elementos incompatibles inmóviles) (Pearce, 1983). 5 Discusión La cadena volcánica NW-SE del CVP al volcán Toconce se caracteriza por una actividad principalmente efusiva

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durante el Pleistoceno dominada por dacitas de anfíbola y biotita y, subordinadamente, por andesitas de piroxeno±anfíbola±biotita (63-68 y 57-63% en peso de SiO2, respectivamente). El alineamiento de los centros de emisión sugieren un control estructural en el ascenso de los magmas que generaron estos edificios volcánicos, como evidencia además, la diferencia de altura superior a 500 m del bloque NE con respecto al del SW. Los volcanes Toconce y Lagunita corresponden a la etapa inicial de construcción de esta estructura volcánica en el extremo SE de la misma. Posteriormente, la actividad migra al NW donde se forma el Domo Chao coincidente en parte hace unos 325 ka con la construcción del edificio más antiguo del CVP dominado por andesitas de piroxeno (61-64% en peso de SiO2). La actividad del Volcán del León es probablemente sincrónica con la segunda etapa del CVP que se caracteriza por la migración al NW de su fuente y las rocas evolucionan principalmente a andesitas y dacitas de piroxeno±anfíbola±biotita (64-65% en peso de SiO2). En la última etapa de este complejo, hace unos 260 ka, existe una leve migración de la fuente hacia el SE, no obstante, no hay una variación composicional significativa (65% en peso de SiO2) en las coladas de lava dacíticas que se distribuyen hacia el NE del cono y sellan la actividad de este complejo. Las asociaciones minerales, las texturas petrográficas comunes reconocidas y la impronta geoquímica (tierras raras en especial) de las rocas analizadas indican una fuente común para los centros eruptivos que constituyen esta alineación volcánica. Los altos valores de los contenidos de elementos incompatibles móviles (Sr: 265-564 ppm, K2O: 2,1-4,4% en peso, Rb: 58-228 y Ba: 547-949 ppm) son consistentes con procesos contaminación y asimilación de corteza continental que se correlaciona con el potente espesor cortical de la ZVC (≤70 km). Además, el fraccionamiento de nuevas fases minerales es el proceso dominante mediante el cual se originarían las dacitas evolucionadas a partir de andesitas primitivas. No obstante, evidencias macroscópicas (reconocimiento de inclusiones máficas en la mayoría de las rocas estudiadas) y también microscópicas (plagioclasas con textura de zonación oscilatoria y coexistencia de plagioclasas de con y sin textura de cedazo) indicaría la ocurrencia recurrente de procesos de mezcla de magma en la evolución de estas rocas. 6 Conclusiones En conclusión, las rocas de la cadena NW-SE del CVP al volcán Toconce corresponden a dacitas y andesitas calco-alcalinas de alto contenido de potasio. Las rocas más primitivas de las cadenas corresponden a andesitas de piroxeno pertenecientes al volcán Toconce y la etapa 2 del CVP. Por el contrario, las rocas más evolucionadas corresponden a dacitas de anfíbola±biotita pertenecientes

al Domo Chao, Volcán Toconce y complejos volcánicos Paniri y del León-Lagunita. Las evidencias de terreno, petrográficas y geoquímicas señalan procesos de cristalización fraccionada, mezcla de magmas y contaminación y asimilación cortical en la evolución de los magmas que dieron origen a las rocas. En particular, los mecanismos de inyección de magmas más primitivos y más calientes a las zonas de acumulación es recurrente como indican la ocurrencia de andesitas de piroxeno en distintas etapas de la evolución de diferentes centros eruptivos pero en especial por los numerosos y abundantes enclaves máficos que se encuentran en las rocas estudiadas. Agradecimientos Este trabajo es resultado del equipo de geología de la Dirección de Exploraciones de Energía Andina S.A. Referencias Baker, M.C.W.; Francis, P.W. 1978. Upper Cenozoic volcanism in

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Variations of S and Cl from melt inclusions of teph ras across the Andean Arc, between 34°21’ and 37°17’ S, Southern Volcanic Zone Rayen Rivera * Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Chile Heidi Wehrmann and Kaj Hoernle SFB 574 at the University of Kiel, GEOMAR Helmholtz Centre for Ocean Research, Wischhofstr. 1‐3, 24148 Kiel, Germany *E-mail: rayrivera@udec.cl

Abstract . Volatiles like Cl and S are essential in the genesis of arc and back-arc volcanism in subduction zones. Olivine-hosted melt inclusions potentially provide the composition of the melt during early stages of magmatic differentiation. We analyzed the composition of the matrix glass, the melt inclusions and the host-olivines of young (Holocene) tephras within the SVZ by means of projecting two profiles across the arc, including Tinguiririca and La Resolana in the volcanic front and six back-arc cones. The hypothesis that the volcanic front inclusions have the maximum volatile budgets and that further away from the volcanic front, the back-arc volcanoes are more depleted in S and Cl could only be tested properly in the southern profile, because the volcanic front and the back-arc samples are monogenetic mafic to intermediate volcanoes. Tinguiririca, on the other hand, consists of andesitic to rhyolitic tephras, with very scarce olivines whose inclusions do not represent a primitive melt. In fact, the inclusions are more evolved than the matrix glass, suggesting there was a mafic input in the magma chamber that potentially triggered the eruption. Keywords: melt inclusions, Southern Volcanic Zone, subduction zones volatiles, sulfur, chlorine 1. Introduction The generation of subduction-related magmas is intimately linked to the slab’s capacity to produce fluids, which is known to diminish with depth, as minerals transform to less volatile-rich assemblages (Manning, 2004). Therefore, the hypothesis to be tested using this data is that magmas from the volcanic front (VF) are more enriched in volatiles than in the back-arc (BA). We analyzed samples from two different volcanic fields in the VF: La Resolana (North, Middle and Southern cones) in the southern profile and Tingiririca in the northern one. The samples from the BA all come from the Payenia Basaltic Province. Cerro Redondo was incorporated in the southern profile because it is the farthest from the volcanic front, thus, it’s expected to have the least subduction related composition (Figure 1).

Figure 1 . Distribution of the volcanic front (green triangles) and back-arc (black triangles) volcanoes. The blue lines depict the profiles. Major elements, S and Cl from olivine-hosted melt inclusions, and the matrix glass were analyzed by Cameca SX50 electron microprobe at GEOMAR (Kiel). The inclusions were corrected for equilibrium with the host olivines by reverse modeling of Fe-Mg exchange during the post-entrapment crystallization using computer softawere Petrolog 3.1.1.2 (Danyushevsky et al. 2000). 2. Results 2.1 Major elements For most samples the SiO2 (wt%) is lower in the inclusions than in the glass. In the southern profile inclusions, SiO2 ranges from 46.5% (BA) to 59.6%, (La Resolana, VF). Olivines show slightly more differentiated

465

compositions overall for the VF (Fo78-84) compared to the southern BA (Fo79-87). In the northern profile, the average of SiO2 in the inclusions from the BA is 48,6%, while Tinguiririca’s inclusions range from 70,3 to 72,6% SiO2. Most of the tephras from the BA are medium to high K basalts and trachy-basalts to trachy-andesite. On the volcanic front, La Resolana’s rocks are medium K basaltic-andesite to trachy-andesite. Tinguiririca shows a much evolved high-K path, varying from trachy-andesite to rhyolite. Harker diagrams for the southern part show fractionation of plagioclase and olivines. For the northern part, fractionation of plagioclase and olivines is observed in the back-arc, while the samples from Tinguiririca show more evolved plagioclases (with lower Ca), clinopyroxenes, iron-titanium oxides and some olivine and apatite. 2.2 Volatiles and melt inclusions’ host olivines Melt inclusions in tephras from the southern profile contain up to ~2700 ppm more S than their respective matrix glass, which allows us to estimate how much S these volcanoes have put into the atmosphere. Melt inclusions in Tinguiririca’s rhyolitic tephras show very low S contents; conversely, Cerro Chato and Cero diamante’s inclusions (in the BA at the latitude of Tinguiririca) have up to 5000 ppm of S, representing the greatest amount of sulfur found within this samples. Unlike S, the Cl contents of the melt inclusions are not significantly higher than in the matrix glass for both the northern and southern BA and VF, which indicates that these melts did not degas a significant amount of Cl into the atmosphere. S plotted against %Fo for both, north and south profiles, show a linear and positive correlation. For the southern profile, Cl vs. %Fo shows a similar pattern. On the northern profile, however, Tinguiririca’s olivine-hosted (Fo68-69) melt inclusions have similar concentrations of Cl to the BA inclusions hosted in much more mafic olivines (Fo71-89). 3. Discussion 3.1 Northern profile Inclusions from Tinguiririca are more evolved than the matrix glass, suggesting a mafic input into the magmatic chamber after the evolved inclusions where formed, which could have triggered the eruption. Although Tinguiririca and it’s BA are very different in major elements compositions, they have similar Cl

contents. For the VF, Cl/K2O ratio remains relatively constant as SiO2 increase. In the BA the inclusions and matrix glass have Cl/K20 ratios that decrease to more evolved compositions, suggesting that degassing occurred in the magma chamber. Sulfur’s solubility depends on the oxygen fugacity, pressure and temperature, but in general it’s solubility is much lower than Cl, thus it may degas in the magma chamber before the melt was trapped in the growing crystal, during the ascent of the magma, or during the eruption (Wallace, 2005). Tinguiririca’s inclusions have less than 200 ppm S, and the matrix glass has a maximum of 117 ppm. This indicates that when the eruption took place, most of the S was already exsolved. Behind Tinguiririca, however, only the more mafic tephra shows high S content (up to 5000 ppm for SiO2 = 42%), but this diminishes dramatically when SiO2 reaches 45%, which may be a response to an important drop in the oxygen fugacity. In fact, FeO content increases 2 wt% when the back-arc tephras evolve from picro-basalt to basalt. 3.2 Southern profile Based on it’s major element composition, we can conclude that La Resolana’s rocks are typical orogenic mid-K calc-alkaline basaltic-andesites and andesites. Cl/K2O ratios decrease towards more evolved compositions in the southern VF and BA, suggesting degassing occurred in the magma chamber previous to the eruption. S/K2O ratio shows a substantial drop when SiO2 = 54%, suggesting only the more mafic tephras represent reliable amounts of S in the primate melts, and as differentiation took place, most of the S was exsolved into a fluid immiscible phase. 3.3 Variations of S and Cl across the arc The ideal scheme of a progressive decrease in the amount of volatiles from the arc to the back-arc is better observed in the southern profile (Figure 2), because the volcanoes sampled in the VF and in the BA are similar (primitive, small and probably monogenetic cones) and their rocks are mafic to intermediate. The northern profile, however, shows a pattern that can only be explain considering the differentiation processes these volcanoes have gone through. Cl and S are more soluble in a basaltic melt than in a rhyolitic one, this explains the higher amount of volatiles in the BA’s andesitic-trachy-basalts behind Tinguiririca compared to the evolved tephras from the VF. Cl/K20, as well as S/K2O ratio, has a predominant increasing tendency towards the east. References

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S/K2O South Profile

0

1000

2000

3000

4000

5000

6000

7000

0 50 100 150 200 250 300

Km from the Arc

S(p

pm

)/ K

2O

%w

t

Trintrica1

Trintrica2

Los Toldos

Los Toldos W

Cerro Mancha Amarilla

Cerro Redondo

Cerro Los Leones

S Resolana

mid Resolana

N Resolana

Cl/K2O South Profile

0

1000

2000

3000

4000

5000

6000

7000

8000

0 50 100 150 200 250 300

Km from the Arc

Cl

(pp

m)/

K2

O%

wt

Trintrica1

Trintrica2

Los Toldos

Los Toldos W

Cerro Mancha Amarilla

Cerro Redondo

Cerro Los Leones

S Resolana

mid Resolana

N Resolana

Figure 2. Variations in (a) S to K2O and (b) Cl to K2O ratios versus distance from the volcanic front for the southern. A linear regression was drown drawn using the maximum values for each position from the volcanic arc.

a)

b)

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Pronósticos de dispersión piroclástica y depósito d e caída durante la erupción del Cordón Caulle, junio 2011. Álvaro Amigo*, Daniel Bertin, Gabriel Orozco, Carol ina Silva, Luis E. Lara Programa de Riesgo Volcánico, RNVV, Servicio Nacional de Geología y Minería. Merced 22, oficina 701, Chile. *E-mail: alvaro.amigo@sernageomin.cl Resumen. Como apoyo a la evaluación de peligros derivados de la fase explosiva durante la erupción del Cordón Caulle, se diseñó un plan para el suministro de una serie de simulaciones numéricas de dispersión y caída de piroclastos, con el fin de identificar zonas susceptibles a este tipo de fenómeno, y su evolución en el tiempo. Para ello se utilizó un modelo de advección-difusión y campos de vientos de pronóstico globales. Los resultados mostraron una buena correlación tanto en la dirección de dispersión como en los espesores observados. Este tipo de producto representa una innovadora técnica de apoyo a la toma de decisiones durante crisis volcánicas, principalmente por su rápida implementación y por la consideración explícita de tanto la dinámica eruptiva como de las condiciones atmosféricas en curso. A partir de esta experiencia, se prepara una plataforma mejorada para evaluar este tipo de procesos. Palabras Claves: Cordón Caulle, dispersión y acumulación piroclástica, modelamiento numérico. 1 Introducción A pesar que los procesos de sedimentación piroclástica desde la atmósfera tienen rara vez implicancias letales, sus efectos tienen el potencial de afectar áreas ubicadas a cientos o incluso miles de kilómetros de los centros eruptivos, con el consecuente impacto en comunidades usualmente no preparadas ante esta clase de fenómenos. En este contexto, pronósticos de trayectoria y evolución de penachos eruptivos, así como una aproximación a las dimensiones de los depósitos esperados, son altamente deseables durante la evaluación de peligros volcánicos en el transcurso de crisis volcánicas y en el desarrollo de estrategias orientadas a la mitigación de tales efectos. En las últimas décadas, el desarrollo de herramientas numéricas enfocadas al transporte de material piroclástico en la atmósfera, ha experimentado un avance vertiginoso, dado por una mejor comprensión de la física de tales procesos, mayor rapidez en la ejecución computacional y por un aumento en la confiabilidad de pronósticos meteorológicos. En esta contribución se muestran resultados de simulaciones numéricas de dispersión y acumulación piroclástica en superficie, asociadas a la fase paroxismal de la erupción del Cordón Caulle, a principios de junio de 2011.

2 Metodología y Resultados 2.1 Modelo advección – difusión Los resultados de este estudio se obtuvieron mediante el modelo numérico ASHFALL (Hurst, 1994). Este programa estima el espesor esperado de un depósito de caída generado a partir de columnas eruptivas del tipo pliniana o sub-pliniana (strong plumes), caracterizadas por un cierto volumen y granulometría, y recibiendo condiciones meteorológicas representativas. Esencialmente, el modelo resuelve la ecuación de conservación de masa considerando procesos de transporte (advección), difusión y sedimentación en el medio atmosférico. 2.2 Condiciones atmosféricas Los pronósticos de las condiciones meteorológicas fueron obtenidos desde el modelo global GFS (Global Forecast System), desarrollado por el Servicio Atmosférico y Oceanográfico de los EE.UU. (NOAA). Se consideró la máxima resolución espacial disponible de 0,5º x 0,5º latitud/longitud, que a la localización del área de estudio se traduce en una grilla de unos 55 x 44 km. Además, considera 64 capas verticales que cubren la tropósfera y la baja estratósfera. Los resultados de este modelo se actualizan cuatro veces por día, e implica un horizonte pronosticado de hasta 192 horas (8 días) para la citada resolución. 2.3 Caracterización del término fuente Relaciones empíricas ligan la masa inyectada a la atmósfera con la altura de una columna eruptiva de magnitud moderada a alta. En particular, ASHFALL utiliza la expresión documentada por Carey y Sigurdsson (1989) que permite estimar el orden de magnitud de masa liberada por un evento eruptivo en un intervalo temporal dado. En este estudio, la determinación de la altura de la columna eruptiva se realizó mediante análisis de imágenes satelitales, ya sea en función de la sombra proyectada por ella sobre la superficie terrestre (para una posición y tiempo conocido), o bien determinando la temperatura de equilibrio de la columna en la atmósfera (Fig. 1). Otro factor relevante es la distribución granulométrica de los piroclastos. En la actualidad no es posible determinar este parámetro durante una erupción en curso, sin embargo, existen rangos conocidos procedentes de estudios

468

de campo. De esta manera, se asume una distribución para una erupción bien estudiada que se asemeje, tanto en términos composicionales como en tamaño, al evento en curso. En este caso, se asumió una granulometría dominada por partículas finas y silíceas (Bonadonna y Houghton, 2010).

Figura 1. Fragmento de imagen MODIS-Aqua procesada del 04 de Junio 2011, 18:50 UTC. Se indica la temperatura del tope de la nubosidad basado en el canal 11 µm. Destaca la baja temperatura de equilibrio en torno al centro de emisión, en comparación con nubosidad meteorológica. La altura estimada supera los 12 km s.n.m., de acuerdo con perfiles de temperatura obtenidos en la ciudad de Puerto Montt el 04 de Junio a las 12 UTC. Imagen gentiliza Dr. Fred Prata (NILU). 2.4 Resultados de la Modelación Se realizaron simulaciones numéricas diarias por espacio de un semana aproximadamente, considerando horizontes de pronósticos de hasta 48 horas. Parte de los resultados se muestran en la figura 2, donde se comparan los resultados de las simulaciones ASHFALL con imágenes del satélite atmosférico GOES. En este caso, los pronósticos se realizaron con una antelación de 4, 19 y 28 horas a la imagen GOES respectiva y logran reproducir exitosamente el cambio en la dirección de dispersión del penacho eruptivo desde el sureste al noreste. Además, las dimensiones de la extensión y espesor del depósito resultante son coherentes en términos cualitativos con observaciones de campo generadas posteriormente. 2.5 Depósito de caída observado y estimación

del volumen Observaciones de campo levantadas durante tres visitas a la zona, indican que el depósito de caída resultante de esta etapa se compone de dos secuencias principales. Un nivel principal inferior, de grano más grueso, rico en fragmentos líticos y a su vez subdividido en al menos tres capas de

gradación inversa cada una. Sobre éste, se observa un nivel superior de menores dimensiones, de grano más fino, pobre en líticos y sin gradación evidente. Los espesores observados en territorio chileno, varían desde cerca de 3 metros a pocos kilómetros del vent hasta unos 60 cm en el límite con Argentina (cerca de 30 km al sureste). Estas observaciones han permitido la construcción de curvas de espesores y por lo tanto la aplicación de técnicas para estimar el volumen de tefra emitido (e.g. Pyle, 1989), el cual fluctúa entre 0,8 y 0,9 km3. 3 Discusión Los resultados descritos dan cuenta de que la generación de pronósticos de dispersión y acumulación piroclástica en superficie es confiable y de rápida obtención durante crisis volcánicas. En particular, para el caso del Cordón Caulle 2011, este tipo de información fue requerida y utilizada intensivamente por la Oficina Nacional de Emergencias (ONEMI) durante el transcurso de las primeras semanas de la crisis volcánica. Su relevancia radica en que permite la identificación, con varias horas de anticipación, de zonas de eventual impacto por caída piroclástica. Esta información es valiosa como apoyo en la alerta que pudiese darse a la población con el objetivo de mitigar efectos, y en casos más extremos, puede ser relevante al momento de decidir la evacuación de las zonas de mayor potencial de impacto. En primer lugar, se requiere un modelo que entregue, además del depósito esperado, la concentración en la atmósfera de partículas en distintos niveles. Lo anterior tendría aplicación directa como apoyo en la determinación de las condiciones de restricción para la aeronavegación. Si este tipo de modelo fuera apto para ser utilizado con columnas eruptivas débiles, permitiría su utilización durante la fase eruptiva no paroxismal, que en el caso de la reciente erupción del Cordón Caulle se prolongó por varios meses. Por otro lado, es deseable un sistema de pronósticos de viento de mejor resolución (escala sinóptica) que incorpore procesos de escala menor, y con posibilidades de validación con observaciones locales. Agradecimientos Se agradece a John W. Ewert y Evan Thoms (USGS) la facilitación de una interfaz gráfica de usuario para la ejecución expedita de ASHFALL y obtención automatizada de campos de vientos pronosticados, directamente desde servidores de la NOAA. Fred Prata (NILU) y Simon Carn (Michigan Tech) proporcionaron valiosa información derivada del procesamiento de un conjunto de sensores satelitales durante los primeros días de la erupción. Esta contribución es un aporte al Programa de Riesgo Volcánico y cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería.

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Figura 2. Pronósticos de dispersión y espesor esperado (1, 5 y 10 mm) simulados mediante ASHFALL (paneles izquierdos) versus imágenes satelitales GOES (en éstas recuadro rojo representa área simulada). Las simulaciones fueron ejecutadas el 04 de Junio a las 20:00 UTC, por lo tanto 4, 19 y 28 horas antes de la imagen GOES respectiva.

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The Andean Southern Volcanic Zone: Deformation, Eruptions, and Thermal Anomalies Before and After t he 2010 Mw 8.8 Maule Earthquake Jennifer Jay 1*, Matthew Pritchard 1, Mark Welch 1, José Antonio Naranjo 2, Luis Lara 2, Fidel Costa 3, Andrew Melkonian 1, Bradley Singer 4

1Department of Earth and Atmospheric Sciences, Cornell University, Ithaca, NY, USA; 2SERNAGEOMIN, Santiago, Chile; 3Earth Observatory of Singapore, Nanyang Technological University, Singapore; 4Department of Geoscience, University of Wisconsin, Madison, USA *E-mail: jaj88@cornell.edu Abstract. Historically very active, the Andean Southern Volcanic Zone lends itself to the study of active magmatic and eruptive processes and its relationship to earthquakes. We use satellite remote sensing, both radar and thermal infrared, to survey the deformation and thermal activity of the volcanoes in the SVZ before and after the 2010 Mw 8.8 Maule earthquake. In response to the Maule earthquake, 5 volcanic regions, all within the Maule rupture zone, experienced co-seismic subsidence of 5-13 cm in the line-of-sight of the satellite. On the other hand, Cordón Caulle volcano did not exhibit triggered activity from the Maule earthquake, nevertheless InSAR reveals complex deformation patterns prior to its 2011 eruption. We find that Cordón Caulle experienced an episode of inflation that spanned from 2008 to 2010. The uplift of about 12 cm maximum LOS is consistent with growth of a shallow rhyodacitic magma chamber at 6-8 km depth, but may also be due to hydrothermal processes. Thermal infrared data from ASTER reveal that at least 13 of the 86 volcanoes in our survey demonstrate thermal anomalies, or hotspots, between 2000 and 2010. Analysis of MODIS data shows that thermal activity at SVZ volcanoes was not heightened following the Maule earthquake. Keywords: trigger, Maule earthquake, InSAR, hotspots, Cordon Caulle 1 Introduction The 2010 Mw 8.8 Maule earthquake occurred near the Andean Southern Volcanic Zone (SVZ), a region of active volcanism, making the SVZ an ideal setting to study the interplay between great earthquakes and volcanism. The causal relationship between great earthquakes (Mw > 8) and volcanic eruptions worldwide has been documented in the literature. For example, Watt et al. (2009) found that the 1906 and 1960 Chile earthquakes triggered at least 3-4 volcanic eruptions in the Andean Southern Volcanic Zone (SVZ) within 12 months of the earthquakes. However, not all great earthquakes trigger eruptions, and the relationship between earthquakes and volcanoes is complex and dependent on many factors such as the state of the magmatic system at the time of the earthquake, the location of the earthquake relative to the volcanoes, and the static and dynamic stress fields imposed by the earthquake. We investigate the effects of the Maule

earthquake on the SVZ using radar and thermal infrared remote sensing. Satellite remote sensing is an excellent tool to study these volcanoes due to its synoptic coverage of the whole volcanic arc. In this study, we use Interferometric Synthetic Aperture Radar (InSAR) to measure ground deformation at all the volcanoes of the SVZ since 2007. We also use thermal infrared data from ASTER (Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer) and MODIS (Moderate Resolution Imaging Spectrometer) to detect thermal anomalies, or hotspots, between the years 2000 to 2010. 2 Methods and Results 2.1 Seismically Triggered Deformation Using InSAR, we find that 5 volcanoes in the SVZ – “Caldera del Atuel”, Tinguiririca, Calabozos, Cerro Azul, and Nevados de Chillán – demonstrated significant co-seismic subsidence (Figure 1) in response to the 2010 Mw 8.8 Maule earthquake. These volcanoes subsided between 5 and 13 cm in the radar line-of-sight, and the semi- major axes of all of the subsidence patterns are oriented north-south. According to published slip models for the Maule earthquake (e.g., Lorito et al., 2011) there is predicted east-west extension in the volcanic arc, but it is unclear if this was related to the cause of the ground deformation. All five volcanoes are located within the rupture zone of the earthquake. The subsidence signal is short-lived and can only be observed in interferograms that span the date of the earthquake. Interestingly, Laguna del Maule, a deforming caldera with an active geothermal system (Fournier et al., 2010), is located in the center of the Maule rupture zone but did not respond to the earthquake. The observation of one earthquake triggering deformation at multiple volcanic centers has not been previously documented, though deformation at Long Valley Caldera seems to have been triggered by 3 different earthquakes (1992 Landers, 1999 Hector Mine, 2002 Denali Fault) (e.g., Johnston et al., 2004). In Japan, subsidence of several volcanic centers was observed by InSAR following the 2011 Mw 9.0 Tohoku earthquake (Fukushima et al., 2011).

471

Figure 1. Five regions of volcanic subsidence triggered by the 2010 Mw 8.8 Maule earthquake. a) Caldera del Atuel; b) Tinguiririca; c) Calabozos and Cerro Azul; d) Nevados de Chillán. The earthquake slip map is from Lorito et al. (2011). Our preferred mechanism for triggering oinvolves shaking-induced removal of hydrothermal deposits and increased permeability of crustal rocks, allowing previously trapped fluids to escape. A mechanism was proposed by Brodsky et al

explain sustained groundwater pressure changes following

large distant earthquakes. Changes in the streamflow of

rivers in the Bío Bío Region of Chile have been

documented (Mohr and Wang, 2011) and may be related to the observed deformation. 2.2 Cordón Caulle Deformation and Eruption Cordón Caulle volcano, located about 500 km south of the Maule epicenter, does not appear to exhibit triggered by the Maule earthquake in remote sensing observations, but InSAR has revealed a deformation history that is quite complex. InSAR observations of ground deformation at Cordón Caulle have been available since 1996, but data acquired prior to 2007 is poorly recorded by C-band radar satellites. Nevertheless, b1996 and 1999, 8 cm of subsidence was observed in a pattern oriented along the strike of the Cordon Caulle fissure, NW-SE (Pritchard and Simons, 2004). In interferograms spanning 2003-2005 and 2004rates of 1 cm/yr and 3 cm/yr were observed (Fournier et al., 2010). These uplift signals occurred in the same location and with the same spatial pattern as the 1996subsidence signal. Between 2007 and 2008, the uplift signal retained the same pattern but accelerated to nearly 20 cm/yr (Fournier et al., 2010). Modeling of the deformation pattern using two inflating point sources the location of the two sources at 7 and 4 km depth, and the cause of inflation was inferred to be either

Five regions of volcanic subsidence triggered by the

a) Caldera del Atuel; b) Tinguiririca; c) Calabozos and Cerro Azul; d) Nevados de

rthquake slip map is from Lorito et al. (2011).

Our preferred mechanism for triggering of deformation induced removal of hydrothermal

deposits and increased permeability of crustal rocks, allowing previously trapped fluids to escape. A similar

mechanism was proposed by Brodsky et al. (2003) to

explain sustained groundwater pressure changes following

Changes in the streamflow of

rivers in the Bío Bío Region of Chile have been

nd may be related to

Deformation and Eruption

Cordón Caulle volcano, located about 500 km south of the Maule epicenter, does not appear to exhibit activity

in remote sensing , but InSAR has revealed a deformation

InSAR observations of ground deformation at Cordón Caulle have been available

, but data acquired prior to 2007 is poorly Nevertheless, between

1996 and 1999, 8 cm of subsidence was observed in a pattern oriented along the strike of the Cordon Caulle

SE (Pritchard and Simons, 2004). In 2005 and 2004-2006, uplift

of 1 cm/yr and 3 cm/yr were observed (Fournier et al., 2010). These uplift signals occurred in the same location and with the same spatial pattern as the 1996-1999 subsidence signal. Between 2007 and 2008, the uplift

accelerated to nearly 20 cm/yr (Fournier et al., 2010). Modeling of the

inflating point sources gave the location of the two sources at 7 and 4 km depth, and the cause of inflation was inferred to be either

hydrothermal or magmatic. This short-lived burst of inflation was followed by a change in location, shape, and extent of the deformation pattern beginning in early 2008. In an interferogram that spans 27 May 2008 to 18 Jan 2011, we find a maximum uplift signal of 18.5 cm at the center of deformationsignal is oriented N-S and is broader than deformation patterns (Figure 2). deformation pattern using three inflating pointthe dominant source at a depth of 6change on the order 0.001 km3 (compared to the volDRE erupted material of <0.6 kmSince interferograms spanning 2010clear deformation signal, we think that the deformation event ended in 2010. Due to a lack of InSAR data in 2009, we do not know if the rate of deformation was constant between 2008 and 2010. The inflationeither magmatic or hydrothermal processes. The inferred source depth of 6-8 km is consistent with thshallow rhyodacitic magma chamber (Gilbert et al., 2011).

Figure 2. A stack of six interferograms over Cordon Caulle spanning January 2008 to March 2011episode prior to the June 2011 eruption.the 2011 eruptive vent. SAR data is from of the ALOS satellite. 2.3 Thermal Anomalies We analyzed thermal infrared data from the ASTER (Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer) and MODIS (Moderate Resolution Imaging Spectrometer) instruments to look for both background thermal activity as well as activity triggered by the Maule earthquake. In the survey of background activity, wexamined 86 volcanoes and geothermal areas in the for temperature anomalies, or hotspots,2010. At least 13 volcanoes have temperatures ranging from 4-100temperatures (Figure 3). Our survey reveals that low amplitude volcanic hotspots detectable from smore common than expected based on lower resolution data. Most of these hotspots can be attributed to fumaroles, hot springs, geothermally heated lakes, lava

lived burst of inflation was followed by a change in location, shape, and extent of the deformation

In an interferogram that 18 Jan 2011, we find a maximum at the center of deformation. This

S and is broader than the 1996-2008 . Initial modeling of the inflating point sources puts

the dominant source at a depth of 6-8 km with a volume (compared to the volume of km3 (Amigo et al., 2011)).

Since interferograms spanning 2010-2011 do not exhibit a clear deformation signal, we think that the deformation

10. Due to a lack of InSAR data in 2009, we do not know if the rate of deformation was constant

inflation could be related to either magmatic or hydrothermal processes. The inferred

8 km is consistent with the depth of a allow rhyodacitic magma chamber (Gilbert et al., 2011).

interferograms over Cordon Caulle

spanning January 2008 to March 2011 showing the inflation episode prior to the June 2011 eruption. The black star indicates

SAR data is from the ascending path 119

We analyzed thermal infrared data from the ASTER Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection

MODIS (Moderate Resolution Imaging Spectrometer) instruments to look for both background thermal activity as well as activity triggered by the Maule earthquake. In the survey of background activity, we

eothermal areas in the SVZ , or hotspots, between 2000-

volcanoes have ASTER hotspots 100 K above background

Our survey reveals that low amplitude volcanic hotspots detectable from space are

expected based on lower resolution Most of these hotspots can be attributed to

fumaroles, hot springs, geothermally heated lakes, lava

472

lakes, and eruptions. In order to assess the possibility of triggered thermal activity by the Maule earthquake, we used data from MODIS instrument, which has a lower spatial resolution than ASTER but acquires one image per day over every volcano in the SVZ. We analyzed MODbands 21 and 22 between 7 February and 19 March 2010, or 20 days before and after the earthquake, and found that no new hotspots were triggered. The hottest pixels in our search were the previously known hotspots at Chaitén and Villarrica volcanoes, and their temperatures did not significantly increase following the earthquake.

Figure 3. Reference map of hotspots and potential hotspots in the SVZ. Other volcanoes from the Smithsoniandatabase (Siebert and Simkin, 2002-2012) are triangles. 3 Discussion and Conclusions Satellite-based remote sensing of the volcanoes in the SVZ has revealed complex patterns of activity in response to the Maule earthquake as well as prior to eruption. The subsidence of volcanic regions immediately following the Maule earthquake is possibly related to the hydrothermal system. Potential mechanisms to explain the subsidence include the response of a weak hydrothermal zone to the static stress change of the Maule earthquake or the of fluids to the surface caused by seismic shaking.contrast, Cordón Caulle volcano did not demonstrate an obvious response to the Maule earthquake. of the pre-eruptive deformation of Cordón Caulle volcano, constrained with geochemical and petrological observations, will provide information about magma

In order to assess the possibility of triggered thermal activity by the Maule earthquake, we used data from the

which has a lower spatial resolution than ASTER but acquires one image per day over every volcano in the SVZ. We analyzed MODIS data from bands 21 and 22 between 7 February and 19 March 2010, or 20 days before and after the earthquake, and found that no new hotspots were triggered. The hottest pixels in our search were the previously known hotspots at Chaitén and

canoes, and their temperatures did not significantly increase following the earthquake.

ts and potential hotspots in Other volcanoes from the Smithsonian Institution

) are shown as black

based remote sensing of the volcanoes in the SVZ has revealed complex patterns of activity in response to the Maule earthquake as well as prior to eruption. The

ions immediately following the related to the hydrothermal

Potential mechanisms to explain the subsidence include the response of a weak hydrothermal zone to the static stress change of the Maule earthquake or the escape of fluids to the surface caused by seismic shaking. In contrast, Cordón Caulle volcano did not demonstrate an obvious response to the Maule earthquake. InSAR models

eruptive deformation of Cordón Caulle volcano, ical and petrological

observations, will provide information about magma

accumulation and storage prior to a large silicic eruption.Thermal infrared data from MODIS does not reveal thermal activity triggered by the Maule earthquake, but a review of higher spatial resolution ASTER data immediately following th eearthquake is in progress. In any case, our study shows that ASTER analyze thermal behavior of the SVZ as it detects hotspots that cannot be seen with the lower resolution MODIS References Amgio, A.; Lara, L.E.; Silva, C.; Orozco, G.; Bertin, D. 2011.

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accumulation and storage prior to a large silicic eruption. Thermal infrared data from MODIS does not reveal thermal activity triggered by the Maule earthquake, but a

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473

Fluids Geochemistry from Planchón-Peteroa-Azufre volcanic Complex, Southern Volcanic Zone, Chile Ornella Saltori 1,2*, Felipe Aguilera 1,2, Mariano Agusto 3, Oscar Benavente 2,4, Franco Tassi 5, Alberto Caselli 3, Francisco Gutierrez 2,4, Marcela Pizarro 1,2 1 Departamento de Geología, Universidad de Atacama, Chile 2 Centro de Excelencia en Geotermia (CEGA), Universidad de Chile, Chile 3 Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad de Buenos Aires, Argentina 4 Departamento de Geología, Universidad de Chile, Chile 5 Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi di Firenze, Italia * E-mail: o.saltori@gmail.com Abstract. Peteroa is a composite stratovolcano located at the border between Chile and Argentina (35 º 31'W-70 ° 14'S-4,107 m a.s.l.) and belongs to the Planchon-Peteroa-Azufre Volcanic Complex. Peteroa presents 4 craters hosting acidic lakes and 3 of them with fumarolic activity. Several thermal springs, occasionally associated with bubbling gases, were recognized in the surrounding of the volcano. Gas geochemistry suggests the presence of a shallow hydrothermal system, constituted by vapor separated from a boiling aquifer at temperatures from 275°C to 340°C, which is affected by input of deep magmatic species (e.g. SO2, N2 and 3He). A mix of hydrothermal and meteoric end members characterizes surrounding thermal springs, although magmatic input cannot be ruled out. Crater lakes have acidic SO4

2+ waters, whereas the thermal springs located within the Gendarmería, El Azufre and External valleys, have a HCO3

-

-Na+ and Cl--Na+ composition. Key words: Fluid geochemistry, crater lake, thermal springs, Peteroa. 1 Introduction and geological setting Planchon-Peteroa-Azufre Volcanic Complex (PPAVC) is a NE-SW volcanic chain located in the border between Chile and Argentina (35º31'W-70°14'S – 4,107 m s.n.m.) and is part of the Southern Andean Volcanic Zone (SAVZ) (Fig. 1). The 4 km wide caldera summit of the currently active Peteroa volcano show 4 main craters (150-500 m diameter) and a scoria cone (150 m diameter, 60 m height) (Naranjo et al., 1999). Acidic lakes are hosted in the 4 craters, 3 of them showing permanent fumarolic activity. An intense thermal activity characterized by presence of thermal springs can be recognized in: the Vergara Valley (N side), External Valley (NE side), Gendarmeria and Los Azufres valleys (E side), SE flank of Azufre volcano and Colorado Valley (SSE side). Peteroa volcano is the youngest and smallest (<1 km3) volcano of the PPAVC, and is formed by calc-alkaline lavas and pyroclastic units, mainly corresponding to andesites and Holocene rhyodacitic tuffs. Differently, Azufre and Planchon volcanoes are composed by basaltic to dacitic lava and pyroclastic flows (Tormey et al., 1995).

PPAVC is built above an underlying basement consisting in Cretaceous marine and evaporitic sediments, formed mostly of limestone, conglomerates and sandstones, basaltic to rhyolitic lava flows and pyroclastic rocks (Tertiary) and Middle Tertiary granodiorite plutons (e.g. Haller et al., 1985; Naranjo et al., 1999). PPAVC is related genetically to strike-slip faults W–NW trend, where volcanoes are aligned (Tormey et al., 1995).

Figure 1. Location map of the study area. Historical activity of Peteroa volcano includes explosive eruptions in 1762 and 1889–1894 and lava flows in 1837 and 1937. In 1991, the greatest phreatomagmatic eruption of the 20th century occurred. This eruption produced eruptive columns as high as 1,000 and 2,000 m above the crater, being dispersed to E-NE by 80 km approximately. Lahars occurred in the W side of volcano (BGVN, 1991; Gonzalez-Ferrán, 1995; Naranjo et al., 1999). The last eruptive cycle started during September 2010, with sporadic phreatic explosions in October 2010, February, April and May 2011. This study presents chemical and isotopic data of gas and water from fumaroles, crater lakes and thermal springs related to PPAVC for period 2010-2011. The main aim is

474

to determine the geochemical characteristics of the hydrothermal-magmatic system in the PPAVC. 3 Results 3.1 Gas composition Gas samples from fumaroles and bubbling pools present temperatures that ranging from 87.7 to 102.1°C, and 24 to 46.2, respectively. Water vapor ranged from 78.19 to 96.15% vol., and from 0.95 to 3.49% vol., for fumaroles and bubbling pools, respectively. Gas composition (excepting water vapour) is dominated by CO2 (up to 997,000 µmol/mol), and is characterized by presence of SO2 (up to 0.550 µmol/mol), HCl (up to 0.385 µmol/mol) and HF (up to 0.021 µmol/mol), with the exception of Barros Colorado fumarole and those gas samples collected from the bubbling pools of the surrounding valleys. Significant concentrations of H2S (up to 35.4 µmol/mol), N2 (up to 8.14 µmol/mol), CH4 (up to 1.58 µmol/mol), H2 (up to 0.384 µmol/mol) and CO (up to 0.015 µmol/mol), where also measured in the fumaroles. Oxygen, Ar and He have concentrations up to 0.64, 0.15 and 0.0078 µmol/mol, respectively. Light hydrocarbons concentrations (ΣC2–C7) ranges from 0.0094 to 2.90 µmol/mol. The δ13C-CO2 values range from -13.21 to -2.02‰ V-PDB. The δD and δ

18O values in water of condensate samples range from -106 to -73‰ and from -14.7 to -3.5‰ V-SMOW, respectively. Helium isotopes composition expressed as R/Ra range between 3.27 and 7.11. 3.2 Water composition Water samples from bubbling pools and springs have temperature, pH and TDS that range from 2.3 to 77.2°C, 1.49 to 7.92 and 107 to 11,663 mg/L. The concentration of main anions, HCO3

-, SO42- and Cl-, range from 7 to 1,334

mg/L, 2.1 to 3,288 mg/L and 0.04 to 5,135 mg/L, respectively. The more abundant cations are Na+ (from 5.3 to 3,674 mg/L), K+ (from 1.7 to 462 mg/L), Ca2+ (from 16 to 674 mg/L) and Mg2+ (from 4 to 377 mg/L). Concentrations of NO3

- are up to 3.64 mg/L, whereas those of F-, Br- and Li+ are up to 39.2, 5.81 and 1.96 mg/L, respectively. The δD and δ18Ο values of waters vary from -106 to -74‰ and from -14.7 to -9.5 ‰ V-SMOW, respectively. 4 Discussion 4.1 Gas geochemistry Gases from Peteroa craters, Colorado Valley and all thermal springs are result of mixing from two end members: i) Hydrothermal and ii) magmatic sources (Fig. 2). In the case of Peteroa craters discharges, the presence of high temperature gas like SO2, and other acid gases like

HCl and HF, suggest input of fluids from a magmatic source. In fact, Peteroa crater fumaroles present high R/Ra ratios, ranging between 6.78 and 7.11. Although Colorado Valley and diverse thermal springs discharges are dominated by input of hydrothermal fluids (Fig. 2), R/Ra ratios suggest contributions of 40 to 46% of magmatic helium (3He). In fact, N2/Ar ratios for Colorado Valley discharges (>500) are higher than Air (84), indicating a no atmospheric source for N2. According to Giggenbach (1996), N2 in subduction zones is related to sediments released from subducting slab, consequently, N2 excess can be attributed to a magmatic source. Accordingly, subducted sediments sources originate δ13C-CO2 composition. Thermal springs discharges are affected by meteoric fluids, scrubbing its original compositions, being especially strong in the farthest springs (e.g. External Valley) (Fig. 2).

Figure 2. 1000*Ar-CO2/10-St ternary diagram for PPAVC gases. Red circles: Peteroa crater; Black squares: Gendarmería Valley; Blue squares: Los Azufres Valley; Orange squares: External Valley; Yellow Square: Colorado Valley 4.2 Water geochemistry Accordingly to Fig. 3, crater lake samples show typical acid SO4

2--(Cl-)-Ca2+ waters, produced by dissolution of gases like SO2, H2S and HCl. Waters from Gendarmería and External valleys correspond to HCO3-(SO4

2-)-Na+, with relatively high contents of Mg2+. Colorado Valley shows two different water groups, the first corresponding to HCO3

--Na+ waters, while the second (Río Colorado Spring) shows a Cl--Na+ composition, typical waters fed from geothermal reservoirs. Waters from Vergara Valley have a Cl--Na+-(Ca2+) composition and can be attributed to waters from a geothermal reservoir. The water composition in Peteroa crater condensates is consequence of a mix between “andesitic water” and a

475

meteoric source related to local precipitation (Fig. 4). In the cases of Peteroa crater lakes, Colorado Valley and thermal springs, are dominated by meteoric water.

Figure 3. HCO3

- - Cl- - SO42- ternary diagram for PPAVC waters.

Red circles: Peteroa crater lakes; Black squares: Gendarmería Valley; Blue squares: Los Azufres Valley; Orange squares: External Valley; Yellow Square: Colorado Valley; Green squares: Vergara Valley.

Figure 4. δ18O–δD diagram for fumarolic condensates from PPAVC. Symbols as Fig. 4

Acknowledgements This work has been funded by FONDECYT Nº 11100372 y FONDAP 15090013 – Centro de Excelencia en Geotermia (CEGA). References Bulletin of Global Volcanism Program. 1991. Peteroa. Volcanic

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Gas geochemistry of fumaroles from Irruputuncu volcano, northern Chile. Marcela Pizarro*(1,2), Felipe Aguilera(1,2), Franco Tassi(3), Ornella Saltori(1,2). 1. Facultad de Ingeniería, Departamento de Geología, Universidad de Atacama, Chile 2. Centro de Excelencia en Geotermia (CEGA), Universidad de Chile, Chile 3. Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi di Firenze, Italia * email: mconsuelo.pp@gmail.com Abstract. Irruputuncu is a composite stratovolcano (5165 m.a.s.l.) located in the Central Andean Volcanic Zone (CAVZ), on the border between Chile and Bolivia (20º45’S – 68º34’W). The volcano has two nested craters, being the southernmost the active (~300 m diameter), which presently shows a persistent fumarolic activity. The source of fluids present in the volcano is mainly magmatic (high concentrations of SO2 and N2) with a restricted hydrothermal component. The origin of water is predominantly “andesitic water” with low contributions from meteoric water. This volcanic system is dominated by vapor phase in a highly oxidant environment (deep temperatures between 491 and 781ºC), although there is a poorly developed hydrothermal system, dominated by two phases (vapor + liquid), and where the fluids are in equilibrium with the liquid at ∼340ºC. Keywords: Fluid Geochemistry, Magmatic gases, Irruputuncu, Chile. 1 Introduction and Geological Setting Located in central portion of the Central Andean Volcanic Zone (CAVZ), Irruputuncu (20º45’S – 68º34’W) (Fig. 1) is a composite stratovolcano (5165 m.a.s.l.) located in the SW part of a volcanic chain oriented NE-SW (de Silva and Francis 1991). The main edifice is built in the SW side of an amphitheatre of pre-Holocene collapsed volcano, and have two nested craters, being the southernmost the active (~300 m diameter), which presently shows a persistent fumarolic activity (González-Ferrán 1995). This volcano is constituted mainly by short and coarse andesitic to dacitic lava flows, dacitic lava domes, andesitic pyroclastic flows and dacitic block-and-ash flows deposits (de Silva and Francis 1991; Wörner et al 2000). The youngest unit, a block-and-ash flow deposit on the southwestern flank, has been dated in 1570±90 years BP (Stern et al 2007). In the active crater are present extensive sulphur deposits, where have been recognized pahoehoe-type sulphur flows poorly developed (Aguilera 2010). Irruputuncu is built above an underlying basement constituted by the Ujina and Pastillos ignimbrites (Upper Miocene and Pleistocene, respectively), formed mainly by welded dacitic tuffs and cineritic deposits (Vergara 1978; Vergara and Thomas 1984). The historical activity is characterized by the emission of a permanent gas column (~200 m above crater). However, phreatomagmatic explosions were

observed in December 1989 and November 1995 (BGVN 1990; 1997). Thermal activity has been observed in the NW flank of volcano, where a single hot spring is present (Riso Patrón 1924; Hauser 1997).

Figure 1. Location map of the study zone. 2 Results The outlet temperatures of the fumaroles are between 83.4 and 202ºC. Water vapor ranged from 96.05 to 97.95 % vol. The composition of dry gas fraction is characterized by CO2 as more abundant specie (up to 886,467 µmol/mol), presence of high contents of acid gases like SO2 (up to 169,569 µmol/mol), HCl (up to 13,529 µmol/mol) and HF (up to 1,832 µmol/mol). Other important species correspond to N2 (up to 106,603 µmol/mol), H2S (up to 52,120 µmol/mol) and H2 (up to 13,959 µmol/mol). Low content species correspond to O2 (up to 325 µmol/mol), CO (up to 141 µmol/mol), CH4 (up to 102 µmol/mol), Ar (up to 84 µmol/mol), S (up to 11 µmol/mol) and He (up to 10 µmol/mol). The concentrations of light hydrocarbons (∑ C2-C7) range from 0.02 to 0.62 µmol/mol. The content of

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δ13C-CO2 varies between -7.23 and -6.53 ‰ V-PDB. The isotopic water composition range for δD between -44.1 and -35.1 ‰ V-SMOW, while fro δ18Ο from 6.8 to 10.4 ‰ V-SMOW. Helium isotopes composition expressed as R/Ra present values up to 7.27. 3 Discussion The fumarolic discharges of the Irruputuncu volcano can be considered as the result of a mixing process between two end-members related to a magmatic source and at variable degrees, with a hydrothermal component, especially at the periphery of the crater (Fig. 2). The magmatic source is represented by the high concentrations of SO2 and N2 (Fig. 3), the last related to sediments released from subducting slab, as well as the R/Ra ratio (value close to the mantle in subduction zones 8 R/Ra). Hydrothermal input is represented mainly by the presence of H2S and CH4 (Fig. 2), which contents are increased in the low temperature discharges. According to the isotopic data (δ18O and δD) the origin of water is a result of mixing between “andesitic water” and meteoric water, the last related to local precipitation, being the “andesitic water” the dominant end member (Fig. 4). The isotopic values of δ13C-CO2 indicate that the main source of carbon is sediment released from subducting slab with scarce input from MORB source, in concordance with high contents N2.

Figure 2. SO2-Ar*10-H2S ternary diagram for Irruputuncu fumaroles.

Figure 3. Ar-N2/100-He*10 ternary diagram for Irruputuncu fumaroles. Air and Air Saturated Waters (ASW) compositions and convergent plate boundaries (“andesite”) field (Giggenbach, 1996) are also reported.

Figure 4. δ18O-δD diagram for condensates from Irruputuncu fumaroles. The “andesitic water” field (Taran et al., 1989; Giggenbach, 1992), the Local Meteoric Water Line (Chaffaut et al., 1998) and the calculated composition of the local precipitation are also shown. According to geothermometric calculations, Irruputuncu volcano is a vapor-dominated system where the fluids are released from highly oxidant magmatic environment and are buffered by SO2/H2S magmatic buffer at temperatures that range between 491 and 781 ° C (Fig. 5). A limited two phases zone is probably restricted to a poorly developed hydrothermal system, where vapor is separated from a boiling aquifer (liquid phase). In this case, the fluids are in equilibrium with the boiling liquid at temperatures of ∼340º C (Fig. 6).

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Figure 5. Log(H2/H2O) vs. outlet temperature (°C) diagram for Irruputuncu fumaroles. Solid lines refer to equilibria controlled by the magmatic SO2–H2S and FeO–FeO1.5 redox pairs.

Figure 6. [3log(CO/CO2) + log(CO/CH4)] vs. [log(H2O/H2) + log(CO/CO2)] diagram for Irruputuncu volcano fumaroles. The theoretical values for a single saturated vapor phase (vapor) and single saturated liquid phase (liquid) are shown. Acknowledgements This work have been funded by FONDECYT N° 11100372 and FONDAP Nº 15090013 - Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA).

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Evaluación de potencial geotérmico explotable media nte método de transferencia de calor magmático; Región del Mau le, zona volcánica sur, chile Diego José Aravena Noemi Dpto. de Geología y Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA), Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile. E-mail: Djaravena@gmail.com

Resumen. En este trabajo, se clasifican y caracterizan las aguas termales de la zona de estudio, correspondiente a la cordillera principal de la Región del Maule. A través del método de superposición ponderada, se integran capas de evidencia geológica, geoquímica y geofísica para generar un mapa de favorabilidad geotérmica. El cual permite identificar zonas con alta probabilidad de ocurrencia de sistemas geotermales. Combinando principios de transferencia de calor conductivo y volcanología, es posible calcular la distribución de temperatura en el espacio y tiempo posterior al emplazamiento de un cuerpo magmático (Smith y Shaw, 1975; Sanyal et al., 2002). Posteriormente se computa la energía potencialmente recuperable utilizando principios termodinámicos y la estimación de 3 factores de incerteza; profundidad de emplazamiento, edad de emplazamiento y temperatura inicial del magma. El análisis de los resultados obtenidos para distintos volúmenes de magma emplazado, permiten caracterizar la sensibilidad de esta metodología respecto a cada uno de los parámetros de incerteza y su correlación con el volumen de magma emplazado en la corteza superior. En base a los antecedentes geológicos disponibles se calculó, para la región del Maule, una reserva geotermal explotable de 1.396 MWe.

Palabras Claves: Arco volcánico, favorabilidad geotérmica, estimación, conducción, reserva geotermal.

1 Introducción

El actual arco volcánico andino incluye más de 200 estratovolcanes y al menos 12 sistemas de calderas gigantes potencialmente activos y, en la actualidad, no existe un método estándar para determinar las reservas geotermales asociadas a sistemas volcánicos no explorados. El área de estudio corresponde a la zona de la cordillera principal de la región del Maule, ubicada entre los 34.8º y 36.5º latitud sur, en la zona volcánica sur. El modelo magmático y estructural de la zona de estudio se presenta muy favorable a la ocurrencia de sistemas geotermales debido a la existencia de cámaras magmáticas someras y fallas formadas durante los periodos Cenozoicos de contracción, que generan la permeabilidad secundaria necesaria para el emplazamiento de estos sistemas. Los centros eruptivos se presentan como una característica de primer orden que permite localizar los sistemas geotermales e inferir distintos dominios en base a sus principales características.

2 Modelo de favorabilidad Para generar un mapa de favorabilidad en la región del Maule, se utilizara un método booleano de superposición de información, el cual requiere identificar en un mapa los fenómenos o factores que se quieren asociar a la existencia de potencial geotermal. El método implica estimar el “peso” que debe ser asignado a las distintas clases que conforman el factor a estudiar. Para la Región del Maule se presentan 6 parámetros que serán sometidos a análisis de favorabilidad respecto a potencial geotermal; densidad de estructuras, presencia de litologías volcánicas jóvenes, cercanía a centros eruptivos, alteración hidrotermal, cercanía a manifestaciones geotermales y densidad de sismos en los primeros diez kilómetros de la corteza.

Figura 1. . Mapa final de favorabilidad geotermal, con una ponderación de 60%, 30% y 10% para las capas de evidencia geológica, geoquímica y geofísica respectivamente. 3 Metodología de estimación 3.1 Volumen de cámaras magmáticas

Típicamente, la cantidad de material extruido en forma de lava o material piroclástico esta balanceado por una cantidad similar de magma emplazado en zonas someras de la corteza superior (Sanyal et al., 2002). Por lo tanto, el volumen del complejo magmático emplazado bajo el

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volcán puede ser estimado en forma aproximada determinando el volumen de material extruido (Sanyal et al., 2002). Para muchos volcanes, la mayor parte del material extruido puede conservarse como parte del edificio volcánico actual. Esto es particularmente cierto para estratovolcanes de geometría cónica de la región del Maule, donde la actividad eruptiva es dominada por flujos de lava y erupciones piroclásticas moderadamente explosivas. En estos casos, el volumen del edificio volcánico representa una buena estimación del mínimo volumen del complejo ígneo que está disponible para actuar como una fuente de calor geotermal. La estimación de volumen del edificio volcánico para cada complejo se realiza mediante la herramienta Surface volumen de la extensión 3D analyst en ArcGIS. A partir de un modelo de elevación digital (DEM) y estimando un plano horizontal como base del edificio, este software entrega el volumen comprendido entre el plano horizontal y la topografía determinada por el DEM. En este trabajo, se propone una metodología alternativa al cálculo geométrico del volumen, que involucra la utilización de sistemas de información geográfica (GIS) y la extensión 3D analist del programa ArcMap 9.3. Esta estimación se considera más robusta y permite utilizar el volumen como un parámetro fijo (en vez de un parámetro de incerteza) en la simulación de Monte Carlo. 3.2 Reserva geotermal El método de transporte conductivo de calor magmático involucra el cálculo de la energía termal remanente en intrusiones ígneas jóvenes y la roca adyacente en función de ciertos parámetros de incerteza. Mediante la estimación de cinco factores de incerteza; profundidad de emplazamiento, edad desde las última erupción, volumen del cuerpo magmático, temperatura del magma y factor de recuperación, es posible realizar una simulación probabilística asignando a cada parámetro un mínimo y máximo razonables y una distribución de probabilidades, que suele ser triangular o uniforme, dependiendo de la información disponible (Sanyal et al. 2002). Luego, es posible calcular la energía potencialmente recuperable utilizando principios termodinámicos y una simulación de Monte-Carlo. 4 Resultados En la Tabla 1, se observan los resultados obtenidos para cada complejo eruptivo de la zona de estudio. La figura 2 permite observar el comportamiento de las reservas geotermales en función del volumen de magma emplazado, además muestra las claras diferencias generadas por variaciones en la profundidad y edad de emplazamiento.

Tabla 1 . Parámetros utilizados y reservas geotermales calculadas en cada complejo volcánico de la Región del Maule.

Complejo

Eruptivo

Volumen

de edificio

volcánico

(Km3)

Reserva

calculada

(MWe)

Min Max Min Max Min V.P. Max

Complejo

Caldera

Calabozos

1050,0 120 350 800 1000 3 4 7 392

4 7 248

4 7 346

Nevado de

Longavi - 148,8 120 350 900 1200 3

4 7 177

San Pedro -

Tatara -

Laguna del

415,8 120 350 900 1200 3

4 7 233

Descabezad

o grande -

Quizapu -

102,7 120 350 817 870 4

edad (ka)

Tº inicial

del

magma (ºC)

Profundidad de

emplazamiento

(Km)

Planchon-

Peteroa-

Azufre

43,2 350 550 1000 1100 3

Figura 2. Curvas de reserva geotermal versus volumen para un cuerpo magmático de temperatura inicial entre 1000 y 1200 ºC. Se comparan curvas para cuerpos emplazados a una profundidad de 3 a 5 y 5 a 7 (Km), hace 120 a 350 y 350 a 550 (Ka).

5 Conclusiones Mediante el método de superposición ponderada, fue posible generar un mapa de favorabilidad geotérmica en la zona de estudio. El cual permite identificar zonas con alta probabilidad de ocurrencia de sistemas geotermales de mediana a alta entalpia. En base a los antecedentes geológicos disponibles, se calculó una reserva geotermal explotable en sistemas de media a alta entalpia, asociados a volcanismo en la Región de Maule. Esta evaluación se basa en la estimación de recursos inferidos y arroja valores de 1.396 MWe, los que se encuentran distribuidos entre 5 complejos eruptivos

481

principales. La metodología de estimación de volumen de edificios volcánicos mediante sistemas de información geográfica, se presenta como una herramienta objetiva para estimar el volumen de los complejos ígneos que subyacen los edificios volcánicos actuales. El uso de la extensión 3D analist del programa ArcMap 9.3 permite una estimación a nivel regional del volumen de lavas, utilizando como evidencia un mapa de escala 1:1.000.000 y un modelo de elevación digital (DEM). Fue posible caracterizar la sensibilidad de esta metodología respecto a cada uno de los parámetros de incerteza (edad, profundidad y temperatura de emplazamiento) y su correlación con el volumen de magma emplazado. Se determina que existe un límite superior de volumen de cámara magmática, a partir del cual las reservas recuperables presentan muy leves variaciones. A su vez, existe un volumen inferior a partir del cual no se obtienen recursos suficientes para generación eléctrica y, en ciertos casos, se puede determinar la correlación edad-volumen en la que se esperan mayores reservas. Estos dos límites, superior e inferior, permiten constreñir los rangos de razones edad-volumen bajo los que se espera obtener sistemas geotermales de alta entalpia. El análisis de sensibilidad para el cálculo de reservas geotermales, arrojó variaciones de las reservas de; i) hasta un 70% en función de la profundidad de emplazamiento del magma, ii) hasta un 30% en función de la edad del emplazamiento y iii) hasta un 10% en función de la temperatura inicial del magma.

6 Agradecimientos Este trabajo fue realizado con el apoyo del profesor Alfredo Lahsen, se agradece profundamente su apoyo, así como el del Geólogo Pablo Sánchez. Esta investigación fue realizada con la contribución del proyecto FONDAP/CONICYT 15090013 del Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA). 7 Referencias

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Modelación numérica de un sistema experimental de pilotes geotérmicos implementado en el nuevo edificio de la Escuela de Ingeniería de la Universi dad de Chile Alejandro Franco*, 1, Mauricio Toledo 1, Ricardo Moffat 1 y Paulo Herrera 1,2 1Departamento Ingeniería Civil, Universidad de Chile, Av. Blanco Encalada 2002, Santiago, Chile. 2Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA), Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile.

* E-mail: afranco@ing.uchile.cl Resumen. Este artículo describe la modelación numérica de un sistema experimental de pilotes geotérmicos instalados en el nuevo edificio de la Escuela de Ingeniería de la Universidad de Chile. La modelación se desarrolló usando el programa de elementos finitos COMSOL Multiphysics, el cual permite incorporar distintos fenómenos de flujo y transporte de calor. El sistema modelado consiste en una pila de entibación de hormigón armado de 30 m de largo y 1 m de diámetro, con tuberías de PEX de 32 mm de diámetro en circuitos cerrados. Se analizaron dos disposiciones de tuberías dentro de las pilas: tubería continua de triple U y helicoidal. Las simulaciones se efectuaron considerando régimen permanente y transiente, tanto en dominios bidimensionales (2D) como tridimensionales (3D). Como resultado de las simulaciones se obtuvieron distribuciones de temperatura en el sistema experimental para distintos escenarios de operación, las cuales fueron comparadas con resultados de pruebas de respuesta térmica in-situ. Además, estos resultados se usaron para evaluar la eficiencia de distintas configuraciones de intercambiadores de calor. Esta aplicación demuestra el potencial del uso de simulaciones numéricas para la determinación de la configuración óptima de un sistema geotérmico de baja entalpía, en términos de operación y diseño. Palabras claves: geotermia, baja entalpía, pilotes geotérmicos, elementos finitos, COMSOL Multiphysics, simulación numérica. 1. Introducción Se emplean pilotes de fundación en una excavación cuando es necesario asegurar la estabilidad de los terrenos circundantes, o cuando un suelo no tiene suficiente resistencia para soportar las cargas de una estructura mediante cimentaciones superficiales. La gran área de contacto entre el pilote y el suelo circundante genera condiciones propicias para el intercambio de energía geotérmica de muy baja temperatura con el terreno. Para aprovechar la

energía geotérmica basta con insertar en el interior de los pilotes una red de tubos de polietileno por los que circule agua con un anticongelante, y conectarlos en circuito cerrado con una bomba de calor o con una máquina de refrigeración (Llopis y Angulo, 2008). Sin embargo, para lograr el dimensionamiento y régimen operacional óptimos de los intercambiadores de calor, es necesario conocer ciertos parámetros y propiedades del suelo, por ejemplo: conductividad y capacidad térmica, etc. Considerando lo anterior, se utilizó la cimentación del nuevo edificio de la Escuela de Ingeniería de la Universidad de Chile como un campo de pruebas para recabar información a través de ensayos experimentales. Así, durante el año 2011, Mario Orlando Muñoz, estudiante de Ingeniería Civil mención Estructuras de la Universidad de Chile, elaboró su Memoria de Título (Muñoz, 2011) sobre la factibilidad técnica y económica de la utilización de las fundaciones de dicho edificio como sistema de aprovechamiento de la energía geotérmica de baja entalpía, caracterizando y estimando el potencial geotérmico que podría ser aprovechado mediante la modificación del sistema de pilotes y anclajes (Muñoz, 2011, Toledo et al., 2012). Para profundizar los resultados de dicho estudio, se realizó un trabajo de modelación numérica para entender los resultados experimentales, identificar los alcances y limitaciones de la metodología experimental empleada, y extraer lecciones para su aplicación posterior a casos similares. 2. Características del modelo numérico La modelación del sistema de pilotes geotérmicos se desarrolló utilizando el programa de elementos finitos COMSOL Multiphysics (COMSOL, 2011), en su versión 4.2a, el cual permite incorporar distintos

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fenómenos de flujo y transporte de calor. COMSOL Multiphysics ha sido empleado previamente para la modelación de sistemas geotérmicos similares (Chiasson, 2010; Oberdorfer, 2011). El sistema modelado consiste de una pila de entibación de hormigón armado de 28 m de largo y 1 m de diámetro, con tuberías de PEX de 32 mm de diámetro interno y 2.9 mm de espesor, enterrada en el suelo. Aunque en la realidad la instalación está dispuesta como un circuito cerrado (Toledo et al., 2012), en las simulaciones numéricas el sistema se modeló como una tubería abierta con condiciones de borde (presión, temperatura, etc.) especificadas en sus dos extremos (entrada y salida). Como parte de las simulaciones se analizaron dos disposiciones de tuberías dentro de las pilas: tubería continua de triple U y helicoidal. Las simulaciones se efectuaron considerando régimen permanente y transiente, tanto en dominios bidimensionales (2D) como tridimensionales (3D). Se realizaron simulaciones con una malla numérica de alta resolución, de tal forma de modelar correctamente las paredes de la tubería, y el intercambio de calor entre el fluido dentro de la tubería y el hormigón que compone el pilote. En la Figura 1 se muestra una de las curvas superiores de la tubería, en la cual se muestran las paredes de la tubería como líneas paralelas (en negrita) separadas por un elemento de la malla.

Figura 1. Malla de elementos triangulares en una de las curvas de la tubería. Como condición de borde de temperatura en las paredes verticales del suelo y como condición inicial de temperatura de todo el sistema suelo-cimiento, se

utilizó un perfil de temperatura en función de la profundidad de tal forma de representar el gradiente geotérmico medido en terreno. En los bordes superior e inferior se impuso una condición de temperatura constante acorde al perfil de temperatura mencionado anteriormente. Para representar las condiciones experimentales se impusieron los valores de temperatura medidios a la entrada de la tubería, los cuales fueron considerados variables en el tiempo a lo largo de las 7 horas simuladas. Además, se consideró un caudal pasante de 5 l/min similar al utilizado en los ensayos experimentales. Para simular el flujo en la tubería se consideró que el fluido transportador de calor es agua con parámetros que dependen de la temperatura y que las condiciones hidráulicas corresponden a régimen de flujo en transición, el cual se modeló mediante el módulo de Transferencia de Calor Conjugado para Flujo Turbulento de bajo número de Reynolds (Conjugate Heat Transfer – Turbulent Flow, Low Re k-e) de COMSOL Multiphysics. 3. Resultados Los resultados de las modelaciones numéricas y las observaciones experimentales de escenarios de operación equivalentes fueron comparados a través de la temperatura media de salida. La Figura 2 muestra los resultados de la distribución de temperatura en régimen transiente una hora después de iniciado el ensayo para la configuración de tubería continua de triple U en dos dimensiones, considerando una temperatura de entrada constante e igual a 60°C. En esta figura se observa el desarrollo del bulbo de calor que se va generando en el sistema suelo-cimiento. Como se aprecia en la figura, la distancia entre las tuberías adjuntas es un parámetro relevante a la hora de diseñar un sistema de pilotes geotérmicos, puesto que hay un aumento en la temperatura de la pila en dichas zonas, y un consecuente aumento del bulbo de temperatura en la dirección de distribución de los intercambiadores de calor Este fenómeno de interferencia entre las tuberías ha sido reportado en otros estudios numéricos de sistemas geotérmicos similares (Acuña y Palm, 2008). La variación de la temperatura media de salida, es decir promediada a lo ancho de la tubería, en función del tiempo es uno de los resultados de las simulaciones, la que fue comparada con aquélla medida en terreno, mostrando una buena aproximación. De este análisis se desprende que los resultados obtenidos para la caracterización del

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sistema basados en un modelo de fuente lineal para modelar el intercambio de calor entre el pilote y el suelo (Schiavi, 2009), reproduce razonablemente bien el comportamiento del sistema piloto. Por otro lado, los resultados de esta comparación también indican que el modelo numérico es capaz de reproducir de forma razonable los procesos de transporte de calor que ocurren in-situ.

Figura 2. Distribución de temperatura en el pilote tras 1 hora de iniciada la prueba a temperatura constante. 4. Conclusiones Las características térmicas y la capacidad de intercambio de calor con el suelo de un sistema de pilotes geotérmicos son parámetros determinantes para su correcto dimensionamiento y diseño. Como resultados de las simulaciones se obtuvieron distribuciones de temperatura para distintos escenarios de operación, las cuales fueron comparadas con los resultados de pruebas de respuesta térmica in-situ del sistema experimental. Esta comparación demostró que la modelación numérica del sistema de pilotes es capaz de modelar el intercambio de calor que ocurre en el sistema experimental de forma razonable. Además, los resultados de las simulaciones se utilizaron para evaluar la eficiencia de distintas configuraciones de intercambiadores de calor. Esta aplicación demuestra el potencial del uso de simulaciones numéricas para

la determinación de la configuración óptima de un sistema geotérmico de baja entalpía, en términos de operación y diseño. Agradecimientos El trabajo de A. Franco fue financiado con fondos de iniciación otorgados por la Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas de la Universidad de Chile a P. Herrera. La participación de P. Herrera fue realizada en el marco del Proyecto CONICYT-FONDAP 15090013 "Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes" (CEGA). Referencias Acuña J, Palm B. (2008) Local Conduction Heat Transfer in

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Implementación de un aprovechamiento geotérmico de baja entalpía en el sistema de entibación del nuevo edificio de la Escuela de Ingeniería de la Universi dad de Chile

Mauricio Toledo* ,1, Ricardo Moffat 1, Paulo Herrera 1,2, Gabriel Guggisberg 1 y Mario Muñoz 1 1Departamento de Ingeniería Civil, Universidad de Chile, Av. Blanco Encalada 2002, Santiago, Chile. 2Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA), Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile. * E-mail: mjtoledo@ing.uchile.cl Resumen. En este artículo describimos nuestra experiencia implementando un sistema pionero en Chile, que persigue integrar constructivamente geotermia de baja entalpía con el sistema de entibación del nuevo edificio de la Escuela de Ingeniería de la Universidad de Chile. Implementamos dos pilas de entibación de hormigón armado pre-excavadas en la grava de Santiago de 30 m de profundidad, 1 m de diámetro con tuberías PEX de 32 mm de diámetro en circuitos cerrados. Medimos las temperaturas del suelo y las pilas y realizamos pruebas de respuesta térmica a la pila durante la construcción del edificio colindante para medir el desempeño del sistema instalado. Comprobamos también la constructibilidad de dos alternativas de diseño del circuito de tubería embebido en las pilas: tubería continua de triple U y helicoidal. Las implementaciones estudiadas fueron 13% más caras que la pila convencional. La temperatura media del suelo fue de 16°C y la conductividad térmica efectiva de las pilas geotérmicas fue de 1.65 w/m°K. Los resultados obtenidos permiten comprender el funcionamiento energético de las pilas, lo que permite seguir perfeccionando los métodos de diseño, construcción, operación y mediciones de desempeño de sistemas geotérmicos de baja entalpía integrados a los sistemas de fundaciones y entibamiento de edificaciones. Palabras Claves: geotermia, baja entalpía, construcción sustentable, pilas de entibación, pilas geotérmicas. 1 Introducción Los altos costos de la energía y la creciente preocupación por la sustentabilidad, han impulsado el desarrollo de las energías renovables, donde la geotermia de baja entalpía aparece como una alternativa atractiva, pues implica invertir una fracción de energía para movilizar calor desde y hacia la superficie terrestre en lugar de generarlo. Los usos habituales contemplan calefacción o agua caliente sanitaria, con ahorros de energía de hasta un 30%-50% (VDI 2001, Lund et al. 2004). Estos sistemas son habituales en Europa y Norteamérica (VDI 2001), pero su uso en Latinoamérica es reciente y con una baja tasa de penetración. Altos costos de instalación (Sharqawy et al. 2009, Spitler 2005) y el desconocimiento de las tecnologías podrían explicar esto último.

La mayoría de estas aplicaciones alrededor del mundo corresponden a aprovechamientos geotérmicos del tipo pozo geotérmico (geothermal borehole) y más recientemente a pilas energéticas de fundación (energy piles), sin embargo, los altos costos de perforación de las primeras (Sharqawy et al. 2009) y la escasa presencia de pilas de fundación en proyectos nacionales, han dificultado la presencia de este tipo de sistemas en Chile. Motivados por la alta eficiencia de operación de los sistemas geotérmicos de baja entalpía acoplados a bombas de calor, exploramos la integración constructiva con sistemas de entibación para reducir los costos de implementación (Muñoz 2011). El sistema de entibación del nuevo edificio de la Escuela de Ingeniería de la Universidad de Chile –Beauchef 851–, forma parte del proyecto de construcción por razones de estabilidad mecánica (sostenimiento durante la excavación) y consiste en 114 pilas de entibación y socalzado. Implementamos geotérmicamente dos de sus pilas de entibación (pre-excavadas, de hormigón armado y diámetro 1 m): PE100 y PE101, las que sólo modificamos para albergar tuberías PEX de 32 mm adosadas a la armadura y embebidas en el hormigón con dos configuraciones: tubería continua de triple U y helicoidal (Figura 1). Evaluamos la factibilidad constructiva y constructibilidad de las energy piles (prueba de concepto); el impacto en costo de tal implementación; y medimos las temperaturas del suelo y pilas además de realizar pruebas de respuesta térmica a la pila durante la construcción del edificio colindante para medir el desempeño energético del sistema instalado. 2 Metodología y resultados Para realizar la prueba de concepto de la integración constructiva del aprovechamiento geotérmico con el sistema de entibación, en primer lugar diseñamos y construimos dos circuitos de tuberías flexibles embebidos en el hormigón y que al hacer circular agua en su interior actúan como colectores o intercambiadores de calor con el suelo que los rodea. Probamos dos configuraciones de tubería continua de triple U (PE101) y helicoidal (PE100) de 170 m de longitud cada una para evaluar su

486

constructibilidad e implicancias de costo y desempeño.

Figura 1. Implementación helicoidal adosada a la armadura de la pila, durante la construcción. El diseño y construcción de la implementación, incluye las tuberías PEX de 32 mm y una serie de sensores de temperatura LM35DZ embebidos en las pilas a distintas profundidades para obtener un perfil de temperatura de éstas. La implementación se realizó ajustándose a la metodología constructiva del subcontratista de entibación y procurando minimizar la disrupción constructiva por concepto de demoras al conectar las tuberías y cables de los sensores de temperaturas, correcto emplazamiento de éstos, etc. Para evaluar la factibilidad constructiva, analizamos la metodología constructiva propuesta por el subcontratista de la entibación. Propusimos modificaciones a causa de la implementación y constatamos la metodología constructiva usada efectivamente. Con estos antecedentes y la experiencia ganada de la implementación en condiciones de construcción real, hicimos una propuesta de implementación con mejoras sugeridas para reducir tiempo y costo de ejecución y garantizar facilidad constructiva y de operación del sistema propuesto (Figura 2). La implementación con las mejoras sugeridas resulta ser un 13% más costosa que una pila de entibación sin implementar, considerando costos directos (insumos) e indirectos (mano de obra de instalación y demoras). Las mediciones de temperatura del suelo y las pilas dan cuenta de fluctuaciones de temperatura producto de la exposición parcial de las pilas de entibación a condiciones ambientales (Figura 3), en contraste con las tradicionales pilas de fundación, totalmente enterradas en el suelo. Durante el invierno (mediciones en Junio y Septiembre de 2011), la temperatura promedio del suelo medido en el sitio del proyecto a 6 m de profundidad es de 15°C. Durante el verano (Marzo de 2012) es levemente superior, alcanzando casi los 17°C.

Figura 2. Esquema de implementación de pilas geotérmicas. Izq: triple U; Med: helicoidal; y Der: híbrido propuesto/sugerido.

Figura 3. Vista implementación geotérmica de pilas de entibación PE100 y PE101. Pilas centrales muestran las tuberías flexibles que afloran de la cabeza de las pilas. Abajo al centro se aprecia la armadura del muro de contención que deja parcialmente expuestas las pilas implementadas (7 m superiores). Para medir el desempeño de nuestra instalación, supusimos que la instalación se rige por las ecuaciones de fuente lineal del modelo de Ingersoll y Plass (1948) por lo que diseñamos y construimos un equipo portátil para realizar pruebas de respuesta térmica (TRT, por su sigla en inglés). El equipo TRT permite medir el desempeño efectivo de la instalación geotérmica (Sanner et al. 2005). El equipo cuenta con una bomba que moviliza líquido calo-portante y entrega una cantidad de calor conocido a la instalación y permite registrar la temperatura de entrada y salida del agua del circuito geotérmico en función del tiempo. Con estos datos y una vez que se estabilizan las temperatura de entrada y salida al circuito, se puede determinar la cantidad

PE100

PE101

487

de calor que el suelo puede disipar (rechazar) por medio de su conductividad térmica. La conductividad térmica efectiva medida en las pilas geotérmicas fue de 1.65 w/m°K. 3 Discusión y comentarios En 2009 implementamos dos pilas de entibación de hormigón armado pre-excavadas en la grava de Santiago de 30 m de profundidad, 1 m de diámetro con tuberías PEX de 32 mm de diámetro en circuitos cerrados, lo que constituye una experiencia pionera en Chile. Las pilas implementadas fueron 13% más caras que una pila convencional. La temperatura media del suelo fue de 16°C y la conductividad térmica efectiva de las pilas geotérmicas medida con el equipo TRT que fabricamos fue de 1.65 w/m°K. A la fecha hemos registrado condiciones de operación de las pilas y del suelo en invierno y verano. Como el edificio adyacente está en construcción, aún no se alcanzan las condiciones definitivas de operación del sistema instalado, que contempla la exposición parcial de una cara de las pilas a las condiciones ambientales (7 m superiores expuestos a un patio inglés o foso) y los restantes 23 m de la pila en la interfaz suelo-espacios subterráneos sin acondicionar (estacionamientos subterráneos). Tal configuración resulta atípica para un aprovechamiento geotérmico de baja entalpía y las herramientas actuales de dimensionamiento y diseño de tales implementaciones hacen una serie de supuestos simplificatorios (p.ej.: pilas como fuente lineal de intercambio de calor) que creemos necesario abordar. La medición experimental del desempeño energético efectivo de las pilas de entibación permiten salvar esto último, sin embargo, reconocemos que no resulta aceptable asumir este criterio como procedimiento de diseño (primero construir y luego medir desempeño). Vemos la necesidad, por tanto, de desarrollar metodologías de diseño que reflejen más fielmente las condiciones de borde de los aprovechamientos geotérmicos integrados a sistemas de entibación y por ello estamos trabajando en una investigación relacionada con modelos númericos para lograrlo (Franco et al. 2012). Los sistemas de pilas de entibación habitualmente contemplan anclajes postensados para estabilizar la excavación del terreno durante la construcción. Este es el caso en el proyecto Beauchef 851 y damos cuenta de la implementación de un sistema de aprovechamiento integrado a los anclajes en una publicación en preparación (Toledo et al. 2012). La prueba de concepto de este aprovechamiento geotérmico de baja entalpía, nos permite mostrar que tal implementación es factible de realizar en condiciones de construcción real y a un precio marginalmente superior al de una entibación convencional. Además, hemos medido el comportamiento térmico de la grava de Santiago y

podemos estudiar su evolución de largo, mediano y corto plazo con la instalación existente. El estudio de iniciativas como estas nos permitirá mejorar y complementar los métodos actuales de diseño y construcción de estos aprovechamientos y esperamos que en el largo plazo reduzcan también el costo de implementación, producto de la integración constructiva con los sistemas de entibación. Agradecimientos Agradecemos el apoyo del Decano de la FCFM de la Universidad de Chile que nos permitió financiar la instalación y nos dio todas las facilidades para tener acceso al proyecto, desde su etapa de diseño y durante su construcción. La participación de P. Herrera fue realizada en el marco del Proyecto CONICYT-FONDAP 15090013 "Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes" (CEGA). Referencias Franco, A.; Toledo, M.; Moffat, R.; Herrera, P. 2012. Modelación

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Sampling and detailed structural mapping of veins, fault-veins and faults from Tolhuaca Geothermal System, Southern Chile. Pamela Pérez* 1,2, Pablo Sanchez 2,3, Gloria Arancibia 1,2, José Cembrano 1,2, Eugenio E. Veloso 4, Silke Lohmar 5, Jim Stimac 6, Martin Reich 2,3 y Juan Rubilar 2.

(1) Departamento de Ingeniería Estructural y Geotecnia, Pontificia Universidad Católica, Av. Vicuña Mackenna 4860, Santiago, Chile (2) Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA), Universidad de Chile, Santiago, Chile. (3) Departamento Geología, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile. (4) Facultad de Ingeniería y Ciencias Geológicas, Universidad Católica del Norte, Avenida Angamos 0610, Antofagasta, Chile (5) GeoGlobal Energy Chile Limitada, Carmencita 25, Office 52, Las Condes, Santiago, Chile. (6) GeoGlobal Energy LLC, 115 4th Street, Suite B, Santa Rosa, CA 95401, USA *E-mail: pvperez1@uc.cl Abstract. In the northern termination of the Liquiñe-Ofqui Fault System (LOFS), tectonic and volcanic processes interact to define the geothermal field of Tolhuaca. The structural analysis of veins, fault-veins and faults of the Tol-1 drilled core give insights regarding the role of faults and fractures networks in the chemical evolution and migration pattern of fluids. In this work we present the methodology of mapping and sampling, the preliminary results and the future challenges of this study. Key words: Geothermal, Tolhuaca, LOFS, fluid flow, fault and fracture network 1 Introduction The geothermal field of Tolhuaca (Melosh et al., 2009, Lohmar et al., this meeting) is located in a tectonically active area (Cembrano and Lara, 2009; Rosenau et al., 2006; Melnick et al., 2006); where deformation processes govern fluid migration and accumulation (e.g. Zhang, et al., 2008). Tectonic activity controls the dynamics of deformation and defines the nature, geometry and kinematics of fault fractures networks (e.g. Sibson, 1996). These networks may act as conduits or baffles controlling geothermal fluid flow (e.g. Rowland and Sibson, 2004) during the chemical evolution of the system. Thus, a better understanding of the structural pattern and its link with the chemical evolution of fluids may give significant insights into the processes governing the dynamics of the geothermal system (e.g. Nemcok et al., 2007, Yamaguchi et al., 2010). These processes control the hydrology of the recharge and perched aquifer, location of the deep reservoir and existence of a deep magmatic feeder of heat and mass (e.g. Nemcok et al., 2007). The objective of our current research is to assess the nature of the interplay between brittle deformation and chemical evolution of fluids and mineral paragenesis.

Tol‐1 is a vertical 1.080 m deep borehole which could yield relevant information regarding the evolution of the Tolhuaca geothermal system. The methodology to achieve our objective includes the structural and

geochemical analysis of oriented faults, fault‐veins and

veins ‐former pathways‐ in the core. Structural mapping at the regional scale will help to identify the main structural system, which accommodates the regional stresses, and promotes fluid migration, accumulation and arrest. In this work we present the methodology of vein and faults mapping, sampling, some preliminary results and the challenges ahead.

Figure 1. Handmade Goniometer for false strike and real dip measurements.

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2 Sampling methodology The work was divided into 2 basic steps: Identification and definition of certain key core sections of interest followed by a detailed characterization and measurement of the structural systems within these sections. 2.1 Definition of interesting zones The first step was to analyze the whole core qualitatively, in order to divide it into different key zones or segments according to the presence/absence and changes in the structural elements found. Those structural elements are the following: • Veinlets: Veinlets are interpreted as pathways for fluid flow, which have been sealed (partially or completely) by the precipitation of hydrothermal minerals. Their geometry, kinematics and cross-cutting relationships should represent the stress field at the time of fluid transport and mineral precipitation. Mineralogy in veinlets was controlled by fluid chemistry and thermodynamic conditions (P-T-X) of fluid-rock interaction. • Faults: Fault surfaces, with their associated frictional striae, reflect tectonic events at depth. Displacement patterns, which are syntectonic with mineralization, reflect the regional stress state promoting fluid flow and/or hydrothermal precipitation. Crosscutting relationships among different fault and joint systems allowed us to obtain the relative timing of events. • Hydrothermal Breccia: Hydrofracturing events are the result of particular stress conditions. Mineralogic indicators, such as bladed calcite may indicate boiling conditions during the hydrofracturing event (Cox, 2010).

Figure 2. Single section with the reference system (drawn yellow line); the top direction is also marked (half arrow). 2.2 Detailed characterization and

measurements of structural elements. The second step was to quantitatively characterize certain areas of interest within the core. To obtain the absolute orientation of each structural element, an arbitrary reference system was defined. We

defined a single section as a continuous core segment which can be rigorously joined together, with a unique (yet arbitrary) reference system consisting of a false North (Figure 2). For each single section, at least one sample (7 cm-long) was set aside for paleomagnetic studies, which will give the actual orientation of the core. A handmade goniometer was constructed and used for orientation of the structural elements by measuring the following parameters strike with respect to the false North and real dip (Figure 1). These measurements were carried out for each structural element assuming the core was absolutely vertical. Therefore, the actual orientation of the structural elements measured and/or sampled will be obtained after the paleomagnetic studies. Also, lava flow outcrops around Tol-1 corehole were oriented and sampled, to check that the structural block has not been rotated significantly. 3 Results More than 120 structural measurements of faults, veins and fault-veins were performed (strike, dip, rake -when available-). Forty seven samples were taken for thin & fluid inclusions sections. Detailed mapping of structures including dip & kinematic indicators from mineral sealing was synthesized in a structural log of Tol-1 core. There is a strong correlation between abundance of structures and rock type. Lava intervals exhibit more intense fracturing and veining than tuff and volcaniclastic intervals. In the upper 300 m of the core, structures are primarily steeply dipping with a dominant normal sense of displacement (some dextral component). Below a cataclastic zone at 300 m, structures are more variable in dip and sense of motion, with some reverse faults. 4 Further work The necessary pending work is the reorientation of the already defined core segments by using paleomagnetic techniques in order to obtain the actual strike of the structures. This, in turn, will allow assessing the significance of structures in the core within the regional deformation context. Oriented thin sections will be analyzed by using optical and scanning electron microscopes, in order to define the nature and role of structural pathways on hydrothermal fluid migration, mineral precipitation and healing. Microthermometric and chemical (Raman; LA-ICP-MS)

490

analysis will be conducted on fluid inclusion sections to constrain P-T-X condition of the fluids. Acknowledgments CONICYT-FONDAP 15090013 and GeoGlobal Energy are funding this research. PP and PS thank CONICYT and MECESUP grants, respectively.

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Caracterización geoquímica del sistema geotermal Termas de Puyehue-Aguas Calientes Celis, R. 1, 2, Reich, M. 1, 2, Bascuñan, R. 3 (1) Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla Nº

803, Santiago, Chile. (2) Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA), Plaza Ercilla Nº 803, Santiago, Chile. (3) GTN-LA, AV. Parque Antonio Rabat Sur Nº 6165, Vitacura, Santiago, Chile.

E-mail: ricardocelis.a@gmail.com 1 Introducción Un sistema geotermal posee tres características principales: (i) una fuente de calor, (ii) un reservorio para acumular calor, y (iii) una capa impermeable que mantenga el calor acumulado (Gupta & Roy, 2007). Existen diversos contextos geológicos donde estas características confluyen generando diferentes tipos de sistemas geotérmicos (Gupta & Roy, 2007). En Chile existe una estrecha relación espacial entre las manifestaciones termales y los edificios volcánicos (Hauser, 1997), planteándose de manera genérica el desarrollo de sistemas geotermales del tipo ígneos (Goff & Janik, 2000). La zona del Cordón Caulle, ubicada entre las regiones de los Ríos (XIV) y la de los Lagos (X), se caracteriza por presentar manifestaciones termales del tipo manantiales calientes con un potencial geotérmico estimado entre 100 y 300 Mega Watts (Sepúlveda, 2005). El objetivo principal de este estudio es generar un modelo conceptual para el sistema geotermal del Parque Nacional Puyehue, sector Aguas Calientes-Termas de Puyehue, consistente con la geología local y las características geoquímicas de las fuentes termales. 2 Marco geológico El área geotermal estudiada se localiza entre los volcanes Puyehue y Casablanca, a 80 km al este de la ciudad de Osorno. La unidad litológica de mayor extensión son lavas basálticas del complejo volcánico Antillanca-Casablanca en el sudeste del área investigada, del Cordón Fiucha en la parte central y del subgrupo Anticura en el noreste. La edad estimada para estas unidades corresponde desde el Plioceno tardío/Pleistoceno temprano al Holoceno. A diferencia del complejo Puyehue-Cordón Caulle que se ubica adyacentemente al norte no se registran flujos históricos en el área. Consecuentemente estas lavas se encuentran cubiertas completamente por suelo y vegetación. Las secuencias de lavas frecuentemente presentan depósitos piroclásticos,

los que pueden ser observados en algunos afloramientos con forma de brechas piroclásticas y tobas de lapilli o tefra. La presencia de tefras de lapilli es común en las laderas de conos piroclásticos jóvenes, mientras que las rocas intrusivas que forman el basamento afloran sólo en sitios puntuales. Estas son granodioritas/tonalitas y granitos de dos edades distintas (Cretácico y Mioceno) (Lara, en preparación). A lo largo de valles fluviales y en las partes bajas del área, los sedimentos Holocenos cubren a las rocas ígneas, y como resultado de la glaciación y transporte fluvial, gruesas capas sedimentarias se han acumulado.

Las manifestaciones termales del sistema Puyehue - Aguas calientes emergen esencialmente de las rocas del grupo volcánico Antillanca-Casablanca, y corresponden a manantiales calientes localizados en los valles o en depósitos fracturados laháricos correspondientes al grupo Casablanca-Antillanca. Además existe un pozo privado y otro usado para agua mineral, esta última proveniente de acuíferos de rocas volcánicas alteradas a profundidad de 143 m.

3 Resultados geoquímicos Se aprecia a partir de los resultados geoquímicos que las aguas termales en esta área tienen una componente mayormente sódica-clorurada/sulfatada, por otro lado las agua del río analizadas (río Chanleufu) presentan un cambio en su composición de aguas cálcicas a una componente más sódica (Figura 1). Una clasificación realizada a través del diagrama de aniones mayores (Cl, HCO3

y SO4) propuesto por Giggenbach (1988) permite interpretar los procesos que ha sufrido el fluido geotermal (se excluyen las muestras AC3 y AC4 debido a que son aguas de rio) en su ascenso y también de proveniencia de éstos. Las aguas cloruradas neutras indican fluidos geotermales bien equilibrados, asociados a las zonas del upflow del sistema, debido a que el ascenso rápido de los fluidos geotermales permiten retener la composición química original de éste (Giggenbach, 1988). En su avance por la zona del outflow estas se mezclan con aguas meteóricas subterráneas ricas en bicarbonato desplazando

492

los fluidos a la esquina del HCO3- en la denominada zona

de aguas periféricas del triángulo de clasificación de aniones ( Figura 2). Cuando las aguas subterráneas, acuíferos colgados o aguas meteóricas someras absorben y condensan los vapores y gases volcánicos, se generan aguas vapor calentadas, la mezcla con H2S provoca que los fluidos se concentren mas en la esquina del SO4, debido a la formación de iones de HSO4

- por la oxidación del H2S (Chandrasekharam & Bundschuh, 2008). El Cl, Li y B son considerados conservativos dentro de un fluido geotermal. De éstos el menos propenso a sufrir modificaciones por procesos secundarios es el Li, el cual sirve como “trazador” para los procesos iniciales de disolución a profundidad y como una referencia para evaluar el posible origen de otros dos elementos conservativos importantes como lo son Cl y B (Giggenbach, 1991). Se propone la utilización del diagrama ternario Cl-Li-B (¡Error! No se encuentra el origen de la referencia.) para dilucidar el origen el origen de las aguas termales y la existencia de uno o más upflows (Giggenbach & Gouguel, 1989). De los resultados expuestos en el geotermómetro ternario de cationes ( Figura 4) se puede ver que no existen muestras totalmente equilibradas, pero sí existen dos que muestran un equilibrio parcial (TP2 y PG1), siendo la muestra de Pangal la que presenta el mayor equilibrio, las muestras de Aguas Calientes y Termas de Puyehue (TP1 y TP3), presentan un mayor grado de dilución por lo que se encuentran más cercanas al extremo de Mg. La temperatura estimada mediante este método se ubica entre los 140°C y 155°C. 4 Conclusiones

A partir de las características geoquimicas y también de la ubicación espacial de las fuentes termales con respecto al CVCA, las fuentes termales pueden ser ubicadas dentro de un modelo geotermal teórico (Figura 5). Debido al carácter químico de las aguas, del tipo clorurado, y su ubicación, éstas se deben encontrar en la zona del outflow del sistema en la parte más alejada de este. Las temperaturas estimadas en las distintas fuentes termales entregan resultados disímiles en cuanto a la temperatura de equilibrio, pero los resultados indican que por lo general la temperatura de equilibrio se encuentra alrededor de los 160° a 180°, considerando la dilución de los geotermómetros de una fase (cuarzo) y las diferencias de cinética entre los geotermómetros de 2 fases (Na-K y K-Mg). Agradecimientos

Se agradece a GTN-LA por el financiamiento del trabajo, tanto en las campañas de terreno como con los análisis de laboratorio. También se agradece al CEGA por el apoyo y la facilitación de los laboratorios de geoquímica para realizar los análisis. Referencias Chandrasekharam, D. & Bundschuh, J., 2008. Low Enthalpy

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493

Figura 1. Diagrama Piper de clasificación de aguas Figura 2. Clasificación de Aniones

Figura 3. Clasificación con elementos conservativos Figura 4. Geotermómetro ternario de cationes

Figura 5. Modelo Sistema Geotermal

494

Efectos de la deformación cortical en la evolución química de los fluidos geotermales: Caso estudio Villarrica-Chihuio, Sistema de Falla Liquiñe-Ofqui. Pablo Sánchez 1,2*, Pamela Pérez 3,2, Gloria Arancibia 3,2, José Cembrano 3,2, Martin Reich 1,2 (1) Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Santiago, Chile (2) Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA), Universidad de Chile, Santiago, Chile

(3) Departamento de Ingeniería Estructural y Geotécnica, Pontificia Universidad Católica de Chile, Avda. Vicuña Mackenna 4860, Macul, Santiago, Chile * E-mail: vsanchez@ing.uchile.cl Resumen. El rol de la deformación en la evolución química de los fluidos geotermales se aborda en este trabajo mediante la modelación química de aguas termales y el análisis estructural regional. Se analizan las fuentes termales en el intraarco (39°S-40°S) situadas en el segmento norte del Sistema de Falla Liquiñe-Ofqui (SFLO). El modelo conceptual resultante describe el rol de las redes de fractura en la génesis de los sistemas geotermales y las implicancias en la evolución química de los fluidos. Palabras Claves: Geotermia, SFLO, Geoquímica, Fluidos geotermales, Redes de fracturas 1 Introducción Una pregunta clave respecto a la naturaleza de los sistemas geotermales en fallas de intraarco es el rol de las redes de fractura en la génesis del sistema y en la evolución química de los fluidos (Rowland y Sibson, 2004). Aunque existen modelos generales para el origen de los sistemas geotermales (Lahsen, 1986; Perez, 1999; Sánchez et al., 2009) y los procesos químicos dominantes (Sepúlveda et al, 2004), estos no han abordado la interacción de estos procesos con la deformación cortical. En este trabajo se relaciona el ambiente tectónico de las áreas geotermales con la química de los fluidos circulantes, tomando como caso de estudio del segmento norte del Sistema de Falla Liquiñe-Ofqui (SFLO). 2 Marco geológico y tectónico El área de estudio se encuentra entre los 39° y 40° S, en el segmento central de la Zona Volcánica Sur (ZVS) (Stern et al., 1990). En este segmento, el arco volcánico (Fig. 1) se caracteriza por el afloramiento de rocas cristalinas ígneas del Batolito Norpatagónico y metamórficas principalmente del Complejo Metamórfico Liquiñe (Lara y Moreno, 2004); depósitos sedimentarios triásicos (Moreno y Parada, 1976) y oligocenos (Campos et al., 1998); y la cubierta volcánica del Plio-Pleistoceno y Holoceno (Lara y Moreno, 2004). Desde el Plioceno la deformación es acomodada dentro del arco volcánico por el Sistema de

Falla Liquiñe-Ofqui (SFLO), el cual se prolonga 1.200 Km en sentido norte-sur, desde el Volcán Copahue hasta el Golfo de Penas (e.g. Folguera et al. 2004; Melnick et al. 2006; Rosenau et al., 2006;; Cembrano y Lara, 2009). El SFLO se encuentra espacial y genéticamente relacionado a conos monogenéticos y estratovolcanes (Cembrano y Lara, 2009), como también a actividad sísmica reciente (Barrientos y Acevedo, 1992). El SFLO es interceptado a lo largo del arco volcánico por numerosas zonas de fallas de rumbo NW (Fig. 1), las que se encuentran espacialmente asociadas a importantes centros volcánicos (e.g. Villarrica, Quetrupillán y Lanín) y han sido interpretadas como zonas de falla de larga vida, que no sólo habrían controlado la arquitectura y la distribución de las cuencas Oligo-miocenas, sino que habrían canalizado el magmatismo Plio-Pleistoceno (Cembrano y Lara, 2009; Radic, 2010;). Las fallas y fracturas asociadas a estos sistemas estructurales permiten la circulación de fluidos geotermales en el basamento cristalino, el cual en un estado prístino tiene un comportamiento impermeable. Por su parte, la cubierta sedimentaria y volcano-sedimentaria, puede tener permeabilidad primaria, la que puede ser reforzada por la acción de estos sistemas estructurales. 3 Metodología Para el análisis estructural se recopilaron datos de orientación y cinemática en terreno, los que fueron incorporados a la información publicada y completados en base a modelos digitales de elevación (DEM) e imágenes satelitales. El estudio químico se basa en los análisis de componentes mayores de 11 áreas termales y la modelación química de los procesos de interacción fluido-roca.

495

Figura 2. Mapa geológico simplificado con las fuentes termales, los principales sistemas de fallas, los estratovolcanes y las unidades geológicas presentes (Pzm: Complejos Metamórficos Paleozoicos; Pzg: Granitoides Paleozoicos; Trs: Rocas Sedimentarias Triásicas; Jg: Granitoides Jurásicos; Kg: Granitoides Cretásicos; OM: Rocas Sedimentarias Oligocenas; Mg: Granitoides Miocenos; PHv: Depósitos Volcánicos Pleistocenos-Holocenos; Qf: Sedimentos Cuaternarios no consolidados).

Figura 2. Diagrama de componentes (Cl-B-Li) conservativos (Giggenbach, 1991) para las aguas termales del área Villarrica-Chihuio. Es posible distinguir la diferenciación entre las fuentes termales del dominio estructural y volcánico. 4 Resultados y Discusiones (i) Basado en las concentraciones de los elementos conservativos (B, Cl, Li) y sus razones (B/Cl), se identifican dos dominios de fuentes termales: Dominio Volcánico (DV) y Dominio Estructural (DE) (Fig. 2). Esta categorización es consistente con la distribución espacial de las fuentes termales respecto al volcán Villarrica (con valores B/Cl = 5*10-2-10-1) y el SFLO (B/Cl = 10-4-10-2). El aporte profundo de H2BO3, asociado a la degasificación de cámaras magmáticas puede ser la razón de la diferenciación química en los componentes conservativos. (ii) Los DV y DE pueden ser distinguidos en el diagrama de actividad (Na+/H+ vs K+/H+) y estabilidad mineral, que además refleja cierto grado de equilibrio para la reacción Alb+K→K-Fld+Na, típica en procesos de interacción fluido-roca de sistemas geotermales. La modelación geoquímica de la interacción entre aguas meteóricas y rocas representativas de la zona (a T=150°C y 200°C), entrega indicios de los procesos químicos que gobiernan en ambos dominios. (iii) La relación espacial entre las fallas presentes y las fuentes termales (Fig. 1) refleja el rol de las redes de fractura en facilitar la circulación profunda de fluidos. Así, la deformación frágil actúa en las redes de fractura para aumentar la permeabilidad secundaria: al abrir nuevas fracturas y al reactivar fracturas selladas por la precipitación mineral, permitiendo la migración y acumulación de fluidos. En este sentido, las zonas de daño en intersecciones del SFLO y fallas larga vida corticales tienen una relación genética con los sistemas geotermales.

496

(iv) El contenido relativo de aniones, con bajos valores en Cl (< 80 ppm) y relativamente altos en SO4 (< 421 ppm) sitúa a las aguas termales en el campo de aguas calentadas por vapor, típicamente ácidas (Giggenbach, 1988); indicando posterior neutralización por interacción fluido roca. (v) Los datos de isótopos (δ18O y δ2H) reflejan el origen meteórico del agua termal. La ausencia de un enriquecimiento considerable en δ18O respecto a la línea meteórica local, sugiere dilución y/o una limitada interacción fluido roca a temperaturas > 200°C. 5 Conclusiones El proceso de calentamiento de las aguas meteóricas es por medio de (i) circulación profunda (4 km) en el dominio estructural y (ii) absorción de calor y condensación de vapor durante circulación lateral en el dominio volcánico (aguas calentadas por vapor). Así, en las fuentes termales del dominio volcánico, el SFLO y las fallas larga vida NW y NE, además de controlar el ascenso de magma y por tanto la fuente de calor, permiten el aporte de masa (e.g. H2BO3, SO2, HCl) a los fluidos. Las fuentes termales del dominio estructural hospedadas principalmente en rocas cristalinas, están genéticamente relacionadas a las redes de fractura que aumentan la permeabilidad, favorecen la infiltración profunda de aguas meteóricas y permiten la transferencia de calor conductivo. Agradecimientos Los autores quisieran agradecer al Proyecto CONICYT FONDAP 15090013 "Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes, CEGA"). PS agradece al proyecto MECESUP-UCH 0708. Referencias Barrientos, S. y Acevedo, P. 1992. Seismological aspects of the 1988-

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497

Avances hacia un modelo termal 3D del margen Andino Daniel Morales 1 y Andrés Tassara* 2 1) Departamento de Geofísica, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Concepción, Victor Lamas

1290,Concepción, Chile 2) Departamento de Ciencias de la Tierra, Facultad de Ciencias Químicas, Universidad de Concepción, Victor Lamas

1290,Concepción, Chile * E-mail: andrestassara@udec.cl Resumen. Un modelo térmico 3D del margen Andino es construido a partir de la integración de los campos térmicos bajo el ante-arco y tras-arco Andino. Estos campos térmicos son generados a partir de expresiones analíticas simples y la utilización de un modelo existente de las geometrias 3D de la losa subductada, el limite litósfera-astenósfera (LLA), Moho continental y la discontinuidad intra-cortical (DIC). Además, a estas geometrías 3D, se incorpora la topografia y batimetría del margen Andino. Este modelo nos proporcionan las condiciones de bordes y permite definir los parámetros termales necesarios para simular perfiles de temperaturas 1D (geotermas) que interpolamos para obtener como resultado un modelo térmico 3D del margen Andino entre 18° y 45°S. La comparación del flujo calórico predicho por el modelo contra estimaciones medidas en pozos de este parámetro nos permitirán evaluar los distintos modelos posibles y obtener como resultado una representación de la distribución 3D de temperaturas bajo el margen Andino, que puede ser usada tanto para estudiar una amplia gama de fenómenos geodinámicos como para aproximarse a la exploración de energía geotérmica. Palabras Claves: Geoterma, conducción termal, advección por subducción, modelo 3D 1 Introducción Los parámetros termodinámicos, como la presión y la temperatura, controlan fuertemente el estado y las propiedades físicas de los materiales. Estos parámetros regulan tanto las propiedades físicas como el campo de estabilidad de los minerales, rocas, magmas y fluidos acuosos. Por lo tanto ejercen un control de primer orden en características fundamentales de las placas tectónicas tales como la densidad y la resistencia mecánica, las que a su vez regulan la tectónica de placas. Por otro lado, la crisis energética actual demanda en los últimos años, tanto a nivel global, como en nuestro país, la exploración exhaustiva de recursos energéticos no convencionales, dentro de los cuales la energía geotérmica es uno de los más importantes. Así, el conocimiento de la estructura térmica interna de la litósfera es de principal importancia para el entendimiento de procesos tectonomagmáticos que afectan a las placas y sus contactos, como también a su evolución geodinámica de largo plazo. Esto a su vez tiene impacto en una mejor comprensión de la relación entre volcanismo y campos geotermales a escala regional, y por tanto en la exploración cada vez más urgente de recursos

energéticos geotermales. En la actualidad la estructura térmica de una zona de subducción es, en general, representada por modelos numéricos 2D que incorporan tanto el enfriamiento por advección debido a la subducción de la losa hacia el manto y el calor conductivo ascendente desde la base de litósfera termal para representar la estructura del campo térmico perpendicular a la fosa. Sin embargo poco es el trabajo que se ha hecho en conseguir un modelo de temperaturas 3D a escalas litosféricas, y no hay reporte de trabajos que tomen tal desafío para las zonas de subdución. En este trabajo presentamos avances sobre un modelo previo (Tassara y Kukowski, 2009) de la distribución de temperaturas 3D al interior del margen continental Andino entre 18° y 45°S bajo Perú, Bolivia, el Oeste Argentino y Chile. Esta representación se basa en una actualización reciente (Tassara y Echaurren, 2012) de un modelo 3D de densidades que describe las geometrías de la losa subductada, el limite litósfera-astenósfera (LLA), el Moho continental y la discontinuidad intra-cortical (DIC), y las geometrías 3D de la topografía y batimetría del margen Andino. Esta nueva versión del modelo incorpora además el efecto advectivo de la subducción y evalua distintas formas de representar la influencia de la estructura cortical en la distribución de temperaturas. 2 Métodos Generamos una representación tri-dimencional de la estructura térmica bajo el margen continental Andino a partir de la integración de las estructuras térmicas del ante-arco y el tras-arco. Estas estructuras térmicas son obtenidas a partir de expresiones analíticas simples que a su vez son evaluadas en sus condiciones de borde y parámetros termales a partir de las geometrías 3D de discontinuidades físicas mayores contenidas en el modelo de densidades actualizado de Tassara y Echaurren (2012). Nuestro método calcula geotermas conductivas unidimensionales que simulan la distribución de temperatura T con la profundidad z (Turcotte y Schubert, 2002; Maule et al., 2005);

498

−−+−= −− )1()1()( /

2

11

/2

δδ δδ zz eK

HT

z

ze

K

HzT 1

donde H, δ y K son propiedades termales promedio de la columna litosférica que pueden ser estimadas desde el modelo 3D, mientras z1 es una profundidad arbitraria a la cual la temperatura es conocida y toma el valor de T1. En la práctica y bajo esta parametrización de la distribución de temperatura con la profundidad, el problema de determinar la geoterma 1D bajo cualquier punto del modelo se reduce a encontrar valores adecuados de z1 y T1, además de poder estimar adecuadamente los valores de los parámetros termales. Para todos los puntos del modelo 3D que se ubican al este de la intersección del LLA con la placa subductada (es decir en el tras-arco), asumimos que z1 corresponde a la base termal de la litosfera y que su temperatura T1 está dada por una geoterma adiabática representativa de la astenósfera (Turcotte y Schubert, 2002);

11 GzTpT −= (2)

donde Tp es la temperatura potencial del manto adiabático en superficie (1350°C) y G un gradiente adiabático constante (0.4°C/km). Bajo el sector del ante-arco (al oeste de la intersección del LLI con la placa subductada) asumimos que la temperatura en el contacto entre ambas placas puede ser descrita por (Molnar y England, 1990);

10

1 zSK

VQT

τ+= (3)

k

VzS

αsin1 1+= (4)

donde Q0 es el flujo calórico derivado por la placa oceánica (que a su vez depende de la edad de la placa en la fosa), τ es el stress de cizalle causado por la fricción, V es la velocidad de convergencia y S es un factor de reducción o enfriamiento debido al movimiento descendente de la placa oceánica. Este factor a su vez depende, además de parámetros ya descritos, del ángulo de subducción α y de la difusividad termal k. En las ecuaciones 3 y 4, z1 es la profundidad de la falla de subducción, la que a su vez corresponde con la geometría de la placa subductada desde el modelo 3D (Tassara y Echaurren, 2012). Las ecuaciones 3 y 4 son implementadas en perfiles verticales EW y por tanto la velocidad de convergencia y el ángulo de subducción son proyectados sobre el perfil Para asegurar la continuidad de los modelos de ante- y tras-arco, imponemos que el valor de τ en la intersección del LLA debe ser tal que las temperaturas de ambos modelos coincidan, y luego disminuimos el valor de τ hacia la fosa exponencialmente.

3 Trabajo en Curso Hemos desarrollado un código propio en Matlab que implementa las ecuaciones 1 a 4 y se alimenta de las geometrías del modelo 3D de Tassara y Echaurren (2012) y de la edad de la placa subductada en la fosa (Muller et al., 2008) para calcular perfiles 2D de temperatura con una resolución latitudinal de 0.2° y vertical de 1 km. Esta herramienta la estamos utilizando para evaluar distintas formas de incorporar la estructura composicional del modelo 3D en la definición de los parámetros termales que regulan la geoterma conductiva (ecuación 1). La derivación de las ecuación 1 nos permite estimar el flujo calórico superficial para cada punto del modelo. Esta predicción puede ser comparada con estimaciones del flujo calórico superficial mediante mediciones de temperatura y conductividad en pozos. El ajuste entre predicciones y observaciones nos permitirá evaluar los distintos modelos posibles y elegir la combinación de parámetros termales y representaciones de la geometría 3D que mejor ajusten los datos de flujo calórico disponibles. Resultados finales del modelo optimizado y finalizado, serán presentados a la fecha del congreso. Agradecimientos Este trabajo es una contribución al Proyecto Fondecyt 1101034 “CONvergence PARtitioning at the Southern Andes (CONPARSA): Numerical modeling of crustal deformation”. Referencias Maule, C.F., Purucker, M.E., Olsen, N. and Mosegaard, K., 2005,

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Mineralogía de alteración en el pozo Pte-1, campo geotermal Tinguiririca, Chile. Bárbara Droguett 1,2, Diego Morata 1, Jorge Clavero 2, Germán Pineda 2, Salvador Morales 3,4 and Francisco Javier Carrillo 4,5 1Departamento de Geología y Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA-FONDAP). Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile. 2Energía Andina S.A, Darío Urzúa 2165, Santiago, Chile. 3 Departamento de Mineralogía y Petrología, Facultad de Ciencias, Avda. Fuentenueva s/n, Universidad de Granada, 18002, Granada 4Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (UGR-CSIC), Avda. de Las Palmeras 4, 18100, Armilla (Granada) 5 Departamento de Didáctica de las Ciencias Experimentales, Facultad de Ciencias de la Educación, Universidad de Granada, 18071, Granada *E-mail: bdroguet@ing.uchile.cl Resumen: Este trabajo presenta los avances en el estudio mediante petrografía óptica, DRX y SEM de la mineralogía de alteración presente en el pozo PTe-1, ubicado en el campo geotérmico Tinguiririca (Chile central). Los 813,85m de rocas perforadas pertenecen al Complejo Volcánico Tinguiririca (Pleistoceno-Holoceno) formado por lavas, tobas y brechas volcánicas de composición andesítica. Sobre la base de las asociaciones minerales se ha determinado dos zonas de alteración principales. La de menor profundidad presenta filosilicatos máficos ricos en esmectita, calcedonia e iddingsita, como fases diagnóstico. La más profunda contiene wairakita, prehnita y epidota, indicando un aumento progresivo de la temperatura. La proporción y naturaleza de filosilicatos máficos reconocida a lo largo de la columna indica una dependencia de la litología primaria, ya que los niveles con menores porcentajes de esmectita en el interestratificado Smt/Chl se encuentran en litologías con mayor porosidad (tobas), independientemente de la profundidad de éstas. El rango de temperatura estimado a partir de las asociaciones minerales en equilibrio muestra una buena correlación con el perfilaje obtenido directamente del pozo, sugiriendo que la alteración mineral presente refleja el último evento de alteración geotermal activo sufrido por estas rocas. Palabras Claves: Alteración geotermal, mineralogía, SEM, DRX, Tinguiririca. 1. Introducción La energía geotérmica ha tomado gran importancia dentro del desarrollo de la matriz energética nacional, por lo que el estudio de campos geotermales ha sido potenciado en los últimos años. Dentro de este contexto, Energía Andina (EASA) ha financiado y colaborado con la realización de diversas tesis de grado. Este trabajo es parte de este proceso de colaboración entre EASA y la U. de Chile. El presente trabajo se desarrolla a partir del estudio de un sondaje diamantino de 813,85m de largo realizado en el campo geotermal Tinguiririca por la empresa Energía Andina (VI Región, Chile central), específicamente en las coordenadas UTM 6.142.131 N, 373.482 E, y a una altura

de 3.282m s.n.m. Las unidades presentes en la zona de estudio en orden cronológico corresponden a: Formación Rio Damas (Jurásico), Formación Baños del Flaco (Jurásico Superior), Unidad Clástica Parda Rojiza (Cretácico Superior), Estratos de la Quebrada Garcés (Eoceno), Formación Abanico (Oligoceno-Mioceno Inferior), Volcanismo del Pleistoceno Inferior (ca. 1 Ma) y Complejo Volcánico Tinguiririca (Pleistoceno-Holoceno), además de intrusivos hipabisales del Cretácico Superior y del Mioceno (Arcos, 1987 y referencias incluidas). El Complejo Volcánico Tinguiririca, que corresponde a la unidad perforada, está compuesto por diez unidades que representan distintos episodios eruptivos, diferenciándose ocho con erosión glacial y dos sin ella (Arcos, 1987). Geoquímicamente, está constituido por rocas de composición desde basáltico-andesítica hasta dacítica (Pineda, 2010). Dadas las condiciones en superficie, es de gran importancia conocer la mineralogía de alteración en profundidad, con el fin de establecer las condiciones físico-químicas y la distribución de alteración, y contrarrestar esta información con los datos de temperatura obtenidos directamente del perfilaje del pozo, a modo de determinar si la mineralogía estaría reflejando el último evento de alteración geotermal sufrido por estas rocas. 2. Resultados 2.1. Metodología Para conocer la mineralogía de alteración en detalle se llevan a cabo estudios de microscopía óptica, microscopía electrónica de barrido y microanálisis EDX (SEM-EDX, Departamento de Ingeniería Metalúrgica de la Universidad de Santiago de Chile, JEOL JSM5410) y difracción de rayos-X (DRX) de muestra total (Mineralogic & Petrologic Solutions Ltd., New Zealand) y de separados de arcillas (Departamento de Mineralogía y Petrología, Universidad de Granada).

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2.2. Petrografía Mediante estudio petrográfico se determina que la litología primaria presente en el pozo Pte-1 corresponde a productos volcánicos y subordinadamente rocas clásticas. En cuanto a la mineralogía de alteración, ésta aparece rellenando espacios abiertos (venillas y vesículas), en la masa fundamental de las rocas volcánicas y pseudomorfizando parcial o totalmente fases minerales primarias. Como fases de alteración presentes en toda la columna se ha identificado pirita, hematita y calcita. Sobre la base de minerales diagnósticos, se reconocen dos zonas de alteración principales: Zona I, caracterizada por la presencia de filosilicatos máficos ricos en esmectita, calcedonia e iddingsita; y Zona II, con presencia de minerales calco-silicatado (ceolitas, prehnita, epidota, titanita) junto a filosilicatos máficos y cuarzo. En la Zona I, iddingsita se presenta únicamente como reemplazo de olivino, mientras que calcedonia se reconoce aproximadamente desde los 300m de profundidad como relleno de espacios y en escasos niveles como reemplazo mineral. En la Zona II cristales de cuarzo aparecen de forma más constante y pervasiva, tanto en la masa fundamental como rellenando vetillas. También se observan, principalmente en vetillas, cristales de ceolita entre los 625 y los 700m. Prehnita es reconocida a partir de los 595m de profundidad y se encuentra tanto en vetillas como alterando cristales de plagioclasa y masa fundamental. La epidota se reconoce a partir los 625.6m, principalmente como reemplazo de cristales de plagioclasa, diseminados en la masa fundamental y en vetillas en conjunto con filosilicatos máficos y sílice. Finalmente, la titanita se encuentra en la parte baja de la columna, a partir de los 638m de profundidad, diseminada en la masa fundamental. Por otro lado, los filosilicatos máficos aparecen a lo largo de toda la columna, presentando en los niveles superiores colores pardo a amarillo como reemplazo de fases primarias. A partir de los 218m es importante la presencia de estos minerales como relleno de espacios abiertos, con un marcado color verde, mientras que a partir de los 776m aparecen de manera ubicua alterando la masa fundamental. 2.3. Química mineral Utilizando un SEM-EDX se obtienen datos de química mineral, lo que permite confirmar la presencia de ciertos minerales y acotar la composición, dentro de la solución sólida, de otros. El análisis EDX realizado en cristales de ceolita a una profundidad de 698, 4m muestra una composición bastante similar a la de wairakita, a los 625.6, 654 y 786m se reconoce una química propia de cristales de prehnita, y en cristales de epidota, reconocidos a partir de los 625.6m, se obtiene una composición más cercana a la epidota que a la clinozoisita. En cuanto a los filosilicatos máficos, al graficar el contenido de cationes mayores no interfoliares versus el

contenido de aluminio en los datos obtenidos en las rocas del pozo Pte-1 (Figura 1), es posible observar que el contenido de aluminio varía entre 2,5 y 5 cationes por fórmula unidad y el de cationes no interfoliares entre 18 y 19,7. Esto indica que los filosilicatos máficos se encuentran en una mezcla mecánica intermedia entre clorita y saponita, sin embargo tienen una pequeña tendencia a desviarse hacia el extremo de la beidellita. Los datos obtenidos hasta los 408 m de profundidad tienden a presentar un aumento tanto en el contenido de cationes no interfoliares como en el contenido de aluminio en profundidad, lo que se traduce en un aumento en el contenido de clorita en la interestratificación. A partir de esta profundidad los datos pierden dicha tendencia, produciéndose un estancamiento en los valores o incluso una disminución de ellos, como en los 698,4 y 785,05 m. El contenido en sílice es mayor a 6,25 a.p.f.u. en todos los datos obtenidos, indicando que no se encuentran cloritas s.str. a lo largo del pozo Pte-1.

Figura 1. Cationes no-interfoliares (Si+Al+Fe+Mg) versus aluminio total en filosilicatos máficos del pozo Pte-1. Los extremos saponita y beidellita representan la composición de miembros terminales hipotéticos para esmectitas dioctaedrales y trioctraedrales de baja temperatura (Schiffman y Fridleifsson, 1991). 2.4. Difracción de rayos X Además de confirmar la presencia de minerales ya descritos mediante petrográfia macro y micrsoscópica, la DRX entrega información adicional, en especial en lo concerniente a la identificación de ceolitas y minerales del grupo de las arcillas. De este modo, ha sido posible confirmar la presencia de wairakita en seis muestras distribuidas en forma discreta entre los 488,45 y los 698,4m de profundidad, mientras que analcima se reconoce a los 638,9m. Con respecto a los resultados obtenidos del estudio de separado de arcillas, se obtiene que la interestratificación de filosilicatos máficos presente en el pozo es más bien clorita-esmectita, sin embargo, ya que sólo se cuenta con análisis en cuatro profundidades, no es posible realizar una interpolación de la ocurrencia de filosilicatos a lo largo de toda la columna. Es importante señalar que a los 408 m de

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profundidad se ubica la muestra que presenta un menor contenido de esmectita (<10%), mientras que en las otras tres profundidades el contenido de esmectita es mayor, variando entre un 20 y un 40%. 3. Discusión y conclusiones Según los resultados expuestos por Bird et al. (1984) y Reyes (1990) la wairakita se forma alrededor de los 200°C y pierde su estabilidad a los 310°C para dar paso a la formación de albita y cuarzo. Por otro lado, la epidota comienza a formarse a temperaturas cercanas a los 200°C, y se extiende por sobre los 350°C, ya que su presencia sobrepasa las facies de bajo grado, llegando incluso a facies esquistos verdes. La prehnita, a pesar de contener un menor porcentaje de agua estructural que la epidota, se forma a mayor temperatura dada la baja solubilidad de Fe+3 que presenta en el sitio octahedral, obteniendose temperaturas de estabilidad acotadas entre los 250 y los 310°C. Finalmente, la titanita es un mineral que se forma a partir de los 150°C y se presenta estable hasta por sobre los 350°C. Lo anterior indica que entre los 590 y los 630m de profundidad la temperatura se encontraría entre 250 y 310°C, ya que sólo se cuenta con la presencia de prehnita como mineral índice. A partir de los 630m, la temperatura de la alteración estaría entre los 250 y los 300°C, ya que además de prehnita se observan cristales de wairakita y epidota. Los 640m se caracterizan por una disminución en la temperatura evidenciada por la presencia de analcima, cuya formacion puede comenzar incluso a los 125°C (Bettison & Schiffman, 1988), esto se asocia a la intersección con un acuífero somero que aporta aguas a menor temperatura. A los 660m de profundidad ya no se encuentran cristales de prehnita, lo que indica temperaturas que van probablemente entre los 200 y 300°C. Finalmente, hacia el final del pozo, por debajo de los 700m, sólo se presenta epidota como calcosilicato de alteración, indicando temperaturas de alteración sobre los 200 °C (Figura 2). Con respecto a la disminución del porcentaje de clorita dentro del interestratificado Chl/Smt en profundidad, posiblemente esté controlado por la litología de la roca huésped, de modo que los niveles de tobas altamente permeables (e.g. 408 m) se obtengan los menores porcentajes de Smt en el interestratificado. Sin embargo, en los niveles de lavas macizas la permeabilidad sería principalmente de origen secundario, aunque presentan localmente hacia base y techo sectores con mayor permeabilidad primaria. De lo anterior se desprende que el nivel de tobas, además de disponer de un mayor espacio para la formación de cristales, aumenta la interacción agua-roca, sugiriendo que, en este caso, la proporción de Chl/Smt es mayormente dependiente de la cinética de reacción que de la temperatura a la que ocurre el proceso de alteración.

Figura 2. Columna estratigráfica con mineralogía de alteración reconocida en el pozo Pte-1 (Tinguiririca) mediante microscopía petrográfica, SEM y DRX. 4. Agradecimientos El presente trabajo ha sido financiado por Energía Andina (EASA) y se presenta, además, como una contribución al proyecto FONDAP-CONICYT 15090013 “Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes” (CEGA) y se realizó en el marco de un programa de cooperación CEGA-EASA. Especial agradecimiento al Profesor Luis Aguirre, por su ayuda en las descripciones petrográficas. 5. Referencias Arcos, R., 1987. Geología del cuadrángulo Termas del Flaco,

provincial de Colchagua, VI Región, Chile. Memoria de Título, Universidad de Chile, Depto. de Geología y Geofísica: 279 p.

Bettison, L.A.; Schiffman, P. 1988. Compositional and structural variations of phyllosilicates from the Point Sal Ophiolite. California American Mineralogist, 73: 62-76.

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Pineda G. 2010. Geología del Proyecto Tinguiririca. Informe interno de Energía Andina S.A., 47 p.

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Schiffman, P.; Fridleifsson, G.O. 1991. The smectite–chlorite transition in drillhole NJ-15, Nesjavellir geothermal field, Iceland: XRD, BSE and electron microprobe investigations. Journal of Metamorphic Geology, 9: 679-696.

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Polarización Inducida para determinar niveles de ar cilla en reservorio geotermal de Juncalito, III Región: Resultados Preliminares. Danko Ambrus*, Gonzalo Yánez (†) , Daniel Díaz, Kar in García Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Avenida Blanco Encalada 2002, Santiago, Chile † Facultad de Ingeniería, Pontificia Universidad Católica de Chile, Vicuña Mackenna4860, Macul, Santiago, Chile *E-mail: dambrus@geovectra.cl Resumen. La metodología de Plolarización Inducida, históricamente ha sido poco utilizada en la exploración de reservorios geotermales. No obstante, las arcillas hidratadas, presentan una importante respuesta a la polarización ya que en su superficie permiten el movimiento de cationes dando origen a una polarización de tipo membrana. En el presente trabajo se ha utilizado la técnica de Vector IP (VIP) para la exploración de áreas extensas en el reservorio geotermal de Juncalito, III Región, propiedad e Energía Andina. La respuesta a la polarización encontrada en Juncalito es comparada con un modelo de resistividad obtenido a partir de mediciones de estaciones Magneto Telúricas (MT), lo que permite estudiar una correlación entre la respuesta a la polarización de los niveles de arcilla y el aumento de conductividad asociado con la presencia de fluidos geotermales y arcillas hidratadas. Palabras Claves: Polarización Inducida, Vector IP, Magneto Telúrico, MT, Juncalito, Reservorio geotermal, arcillas. 1 Introducción El método de Polarización Inducida tradicionalmente se ha utilizado en prospección minera principalmente para la detección de sulfuros diseminados. El fenómeno de polarización se presenta al existir fluidos al interior de los poros de las rocas que permiten el desplazamiento de iones cuando se aplica una corriente eléctrica en superficie. Los iones al encontrarse con partículas metálicas producen el desplazamiento de cargas eléctricas al interior de las partículas metálicas originando el fenómeno de polarización electrónica. A nivel macroscópico, este fenómeno es observado en superficie como un retardo en el decaimiento del potencial eléctrico una vez que la corriente eléctrica en superficie ha cesado. Las arcillas hidratadas también presentan el fenómeno de polarización al existir en su superficie el desplazamiento de cationes. La polarización de las arillas se conoce como polarización de membrana y su efecto macroscópico observable en superficie es idéntico e indistinguible de la polarización electrónica producida por los granos metálicos de los sulfuros diseminados. El efecto de polarización de las arcillas es medible en un campo geotermal y también atribuible a la polarización

tipo membrana. La existencia de arcillas hidratadas polarizables también es detectable por otros métodos geofísicos ya que estas presentan una baja resistividad en comparación al medio. En este trabajo se estudia la respuesta a la polarización del reservorio geotermal de Juncalito y los resultados son comparados y correlacionados con un modelo de resistividad obtenido a partir de estaciones Magneto Telúrica (MT). 2 Métodología y muestreo. 2.1 Área de trabajo El área de estudio corresponde al Llano de Los Cuyanos, ubicado en el reservorio Geotermal de Juncalito a 30 kms. al Este de La Ola al sur del Salar de Pedernales en la III Región. En este lugar se instalaron 24 estaciones de Vector IP (VIP) y 31 estaciones de MT en un área aproximada de 6 x 2 kms. 2.2 Metodología Las mediciones de Polarización Inducida se realizaron con un arreglo de 24 estaciones Vector IP (VIP) distribuidas en aproximadamente 12 kms^2,. Como receptores se utilizaron 6 equipos gDAS 24 propiedad de Zonge con dipolos de 200 mts. en las direcciones NS y EW. Para la inyección de corriente se utilizaron dos dipolos de 2 kms. de extensión con orientación NS. Se instaló un dipolo de inyección de corriente al W del área de estudio y otro al E, de forma que la inyección de corriente se efectuara en el dipolo que estuviera más cercano a las estaciones VIP. Para la inyección de corriente se utilizó un equipo IRIS 4000 con un generador eléctrico de 7.5 KVA. Las corrientes inyectadas fluctuaron entre los 2 a 3.5 Amp. Las mediciones en las estaciones VIP se efectuaron en el dominio del tiempo con una señal cuadrada de 0.125 Hz con ciclo de trabajo de 50%. Para determinar el modelo de resistividad se instalaron en el área 19 estaciones MT Metronix. Se utilizaron dipolos NS y EW de 90 mts. para medir los campos eléctricos Ex y Ey. Para medir los campos magnéticos Hx, Hy y Hz se utilizaron 3 bobinas Metronix conectadas al equipo ADU-

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07. Adicionalmente se midieron 12 estaciones MT con los equipos gDAS 24 utilizando los mismos dipolos de 200 mts. utilizados para VIP. Para este propósito se utilizó de forma adicional un equipo gDAS 24 con dos bobinas conectadas para registrar los campos magnéticos Hx y Hy.

Figura 1. Disposición de las estaciones Vector IP y transmisor de corriente. 3 Resultados y discusión Los datos de las estaciones VIP y MT fueron adquiridos en una campaña de terreno en Juncalito en mayo de 2012. El proceso e interpretación de los datos esta en desarrollo sin embargo es interesante destacar que este estudio es el primero en su tipo realizado en campos geotermales en Chile. A partir de los datos de VIP se obtendrá un mapeo de zonas de alta cargabilidad debido a la polarización de arcillas hidratadas. Este resultado se correlacionará con un

modelo de resistividad 2D o 3D obtenidas a partir de las mediciones de MT. Es de esperar que las zonas de alta cargabilidad correlacionen con zonas de baja resistividad del modelo obtenido a partir de los datos de MT, ya que las arcillas hidratadas que presentan alta cargabilidad por ser polarizables, también presentan baja resistividad. Agradecimientos Se agradece a la empresa Energía Andina quienes han financiado este trabajo y han puesto a disposición nuestra la información necesaria para el desarrollo de este estudio. A las empresas de servicios geofísicos Zonge y TRV Geofísica por su colaboración en la campaña de terreno. A Codelco Chile división Salvador por facilitarnos las instalaciones de La Ola durante la campaña de terreno. Referencias Matthews, P and Zonge, K. 2003 - 50 YEARS - STATE OF THE

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Zonge, K 1994 Vector IP (VIP) A Reconnaissance Approach Kiberu, J 2002. Induced polarization and Resistivity measurements

on a suite of near surface soil samples and their empirical relationship to selected measured engineering parameters. Tesis Master of Science, INTERNATIONAL INSTITUTE FOR GEO - INFORMATION SCIENCE AND EARTH OBSERVATION ENSCHEDE , THE NETHERLANDS. 137 p

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Estudio magnetotelúrico en dos zonas volcánicas del norte de Chile Daniel Díaz 1*, Heinrich Brasse 2, Ingmar Budach 2

1 Universidad de Chile, Departamento de Geofísica, Blanco Encalada 2002, Santiago, Chile. 2 Freie Universität Berlin, Fachrichtung Geophysik, Malteserstr. 74-100, 12249 Berlin, Germany * E-mail: ddiaz@dgf.uchile.cl Resumen. Durante dos campañas de terreno en el 2007 y 2010, mediciones magnetotelúricas de banda ancha y de período largo se llevaron a cabo en Los Andes Centrales del norte de Chile y Argentina. El foco estuvo puesto en dos zonas volcánicas. La primera de ellas es entorno al volcán Lascar, uno de los más activos de esta zona de Los Andes durante las últimas décadas. La segunda zona volcánica estudiada es el Cordón del Azufre, zona con un alto nivel de deformación, cuyo origen sigue siendo poco comprendido. Los modelos de resistividad eléctrica presentados aquí pretenden ser un aporte para entender mejor los procesos superficiales que podemos ver en ambas zonas volcánicas. Palabras Claves: Magnetotelúrica, volcanes, Andes Centrales 1 Introducción Los Andes Centrales se han formado en un sistema convergente de larga data dónde, desde el Jurásico, la placa Farallón y posteriormente la de Nazca han sido subductadas bajo la placa Sudamericana. La subducción ha resultado en la formación de un arco volcánico que, debido a la erosión tectónica, ha migrado cerca de 200 km al este desde hace 120 Ma, moviéndose desde la Cordillera de la Costa hasta su actual posición en la Cordillera Occidental (Scheuber et al., 2006). En el borde oeste de Sud-América, Los Andes Centrales están caracterizados por el plateau Altiplano-Puna, uno de los más grandes del mundo, y el más alto relacionado a magmatismo de arco abundante, con el arco volcánico principal en su borde oeste, a lo largo de la Cordillera Occidental. Estas estructuras y otras que caracterizan esta zona se pueden ver en la Figura 1. La evolución de los volcanes es un foco permanente de interés científico. Recientes estudios en los Andes Centrales utilizando la metodología InSAR (Interferometric Synthetic Aperture Radar) han detectado y estudiado una zona con altísimo nivel de deformación entre el volcán Lastarria y el Cordón del Azufre (Pritchard y Simons 2002; Ruch et al. 2009; Ruch y Walter 2010), zona llamada a menudo Lazufre . Sorprendentemente, el centro de la deformación superficial observada no está asociada a ninguno de estos centros volcánicos, pero se encuentra entremedio de ellos. Otros volcanes cómo el Lascar han llamado la atención de la comunidad científica internacional debido a su gran actividad durante las últimas

décadas, particularmente en 1993, cuando una erupción sub-pliniana generó una columna de entre 5 y 25 km de altura, flujos piroclásticos por colapso y tefra cayendo en una amplia zona entre Paraguay, Uruguay, Argentina y Brazil. 2 Metodología Mediante el uso de estaciones magnetotelúricas de banda ancha y de período largo, para períodos de onda de 0.001 – 1000 s, y 10-10000 s respectivamente se han podido realizar estudios de dimensionalidad en ambas zonas, considerando determinación del strike geoeléctrico, skew y tensor de fase y cálculo de flechas de inducción. Estos parámetros indican una fuerte tri-dimensionalidad en el entorno de los volcanes estudiados, particularmente para los períodos hasta 100 s. Se ha realizado una modelación 2D y 3D considerando modelamiento forward y diferentes métodos de inversión. Para la inversión 3D de datos magnetotelúricos se utilizó el software WSINV3DMT de W. Siripunvaraporn, descrito en Siripunvaraporn et al. (2005) 3 Discusión y comentarios Zonas de alta conductividad eléctrica han sido obtenidas del proceso de modelamiento para las regiones en estudio, lo que concuerda con los indicadores de dimensionalidad calculados también con datos magnetotelúricos. La profundidad y ubicación de dichas zonas altamente conductoras, se muestra bastante diferente. Mientras que para el volcán Lascar se puede apreciar un conductor a nivel de corteza somera, para la zona del Lastarria se obtiene un conductor mucho mas profundo, justamente bajo la zona de mayor deformación. Agradecimientos La fundación alemana de investigación (DFG) ha financiado el trabajo aquí expuesto. W. Siripunvaraporn ha proporcionado el software de inversión 3D.

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Referencias Brasse, H., Lezaeta, P., Rath, V., Schwalenberg, K., Soyer, W., and

Haak, V., 2002, The Bolivian Altiplano conductivity anomaly. J. Geophys. Res., 107. B5, doi: 10.1029/2001JB000391.

Brasse, H. and Eydam, D., 2008, Electrical conductivity beneath the

Bolivian Orocline and its relation to subduction processes at the South American continental margin. J. Geophys. Res., 113. B07109, doi: 10.1029/2007JB005142.

Díaz, D., Brasse, H., Ticona, F., 2012, Conductivity distribution

beneath Lascar volcano (Northern Chile) and the Puna, inferred from magnetotelluric data. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 217-218, 21-29.

Echternacht, F., Tauber, S., Eisel, M., Brasse, H., Schwarz, G., and

Haak, V., 1997, Electromagnetic study of the active continental margin in northern Chile. Phys. Earth Planet. Inter., 102,69-87.

Lezaeta, P., 2001, Distortion analysis and 3-D modeling of

magnetotelluric data in the southern Central Andes. Ph.D. thesis. Fachbereich Geowissenschaften, Freie Universitaet Berlin, Berlin, Germany

Pritchard, M.E., Simons, M., 2002, A satellite geodetic survey of

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Nature 418 (6894), 167-171. Ruch, J., Manconi, A., Zeni, G., Solaro, G., Pepe, A., Shirzaei, M.,

Walter, T.R., Lanari, R. (2009). Stress transfer in the Lazufre volcanic area, central Andes. Geophysical Research Letters, 36, L22303, doi: 10.1029/2009GL041276

Ruch, J. and Walter, T.R., 2010, Relationship between the InSAR-

measured uplift, the structural framework, and the present-day stress field at Lazufre volcanic area, central Andes. Tectonophysics 492, 133-140.

Scheuber, E., Mertmann, D., Harald, E., Silva-Gonzalez, P.,

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Schwalenberg, K., Rath, V., and Haak, V., 2002, Sensitivity studies

applied to a two-dimensional resistivity model from the Central Andes. Geophys. J. Int., 150, 673-686.

Siripunvaraporn, W., Egbert, G., Lenbury, Y., and Uyeshima, M.,

2005, Three-dimensional magnetotelluric inversion: data-space method. Phys. Earth Planet. Inter., 50,3-14.

Figura 1. Zona de estudio (rectángulos negros segmentados) incluyendo los principales rasgos geotectónicos y estaciones magnetotelúricas (estrellas rojas) medidas en Los Andes Centrales. Zonas marcadas corresponden a estudios descritos en A) Brasse and Eydam (2008), B) Echternacht et al. (1997), Lezaeta (2001), C) Lezaeta (2001), Brasse et al. (2002), Schwalenberg et al. (2002), D) Díaz et al. (2012), E) udach et al. (en preparación)

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Traquiandesitas basálticas ricas en K 2O en la formación Lomas Negras, borde occidental del altiplano, regió n de Antofagasta, Chile E. Godoy1*, P. Alvarez1, E. Polanco2, J. Clavero2. H-J.Bernhardt3 1 Tehema Consultores Geológicos, V. Subercaseaux 4100, Pirque, Santiago, Chile. 2 Energía Andina S.A., Darío Urzúa 2165, Providencia, Santiago, Chile. 3 Ruhr Universität Bochum, Alemania

*E-mail: egodoyster@gmail.com

Resumen En la base de una potente sucesión de lavas de probable edad maastrichtiana-daniana que aflora en la Quebrada Justo, al pie del Altiplano de Antofagasta, corresponden a traquiandesitas basálticas. Son rocas de grano fino, portadoras de ocelos de analcima y abundante diópsido de núcleos ricos en Al y Ti en una masa de feldespato potásico (K2O=5%). Se propone que este magmatismo alcalino se asocia a un evento extensional, sin relación con el rift de Salta, que permitió el ascenso de fundidos profundos.

Palabras claves: Traquiandesitas basálticas, Maastrichtiano-Daniano, magmatismo alcalino 1 Introducción Según la definición original (Lahsen, 1969) la Formación Lomas Negras consta de 500 m de lavas andesíticas intercaladas con conglomerados multicolores, areniscas, limolitas y delgados niveles de calizas oolíticas. Aflora en una ventana erosiva al pie del Altiplano y al norte del Río Salado, cubierta en discordancia angular por la Formación San Pedro (Oligoceno-Mioceno temprano) y por ignimbritas asignadas al Mioceno (Hammerschmidt et al., 1992). Según estos autores, los tres delgados niveles marinos intercalados en la Formación Lomas Negras representarían los afloramientos más occidentales conocidos de la transgresión del Maastrichtiano-Daniano que cubrió extensas zonas del Altiplano. Las rocas de la sección inferior de la formación tendrían una edad Ar/Ar de 66,6 ± 1,2 Ma, semejante a la obtenida en una toba en niveles supuestamente cercanos a la base, aflorantes en otra ventana de erosión al sur del área (Irvine et al., 1971). En este trabajo se presentan las características petrográficas y geoquímicas de las coladas decimétricas que constituyen la parte basal de la sección superior de la formación localizado en la base del gran sinclinal que aflora al sur de la Quebrada Justo (Fig. 1). La campaña de terreno y el análisis químico de roca total fueron realizados en el marco de un proyecto de exploración superficial de energía geotérmica de la

concesión Paniri otorgada a Energía Andina S.A. Los detalles del estudio por microsonda electrónica pueden descargarse del sitio web ftp://ftp.min.rub.de/pub/MINCALC-V5. 2 Traquiandesitas basálticas Las dos muestras objeto de este estudio provienen de la base de la sucesión. La muestra PAPA-45 corresponde a una lava amigdaloidal de espesor métrico, inyectada por diques clásticos de limolita roja, mientras que la muestra PAPA-46 proviene de una roca filoniana de actitud 80°/90°. Ambas rocas son de grano fino, color verde claro y portadoras de fenocristales blancos de hábito ocelar (Fig. 2). El análisis por microsonda revela que ellos corresponden a analcima, una ceolita sódica de estructura semejante a los feldespatoides, la cual es acompañada por diópsido con fuerte zonación y pleocroísmo (contienen núcleos con hasta un 5,3 y 1,5% en peso de Al2O3 y de TiO2, respectivamente), titano magnetita, apatito, esfeno y clinocloro en una masa rica en feldespato potásico. Parte de este última puede corresponder a una sanidina de alto contenido en Na2O (6,8% en peso). El contenido de sílice (50% en peso) y el de álcalis totales (NA2O+K2O=7,7% en peso) de la muestra PAPA-46 permiten clasificarla como una traquiandesita basáltica rica K2O (5% en peso) de afinidad alcalina según los límites de los campos alcalino-subalcalino (Sun, y McDonough, 1989). Además, exhibe un patrón de tierras raras bastante aplanado característico de rocas primitivas y carece de la anomalía negativa de Eu (Fig. 3), consistente con la ausencia de plagioclasa. 3 Discusión La efusión de una potente sucesión de lavas de carácter fuertemente alcalino en la sección superior de la Formación Lomas Negras puede asociarse a un evento extensional no registrado en el “rift” de Salta (donde la

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Formación Yacoraite representa un relleno post-“rift”) ni en el borde oeste del Salar de Atacama, donde las Formaciones Purilactis y Totola se asocian a un ambiente semejante a una profunda cuenca de antepais. Es posible que el evento extensional haya permitido el ascenso de fundidos profundos en el borde oriental de dicha cuenca. No obstante, los valores de Cr e Y (103 y 20 ppm, respectivamente) y de la razón de Ce/Sr (0,04), en conjunto con las razones de Nb/Y y Ti/Y (0,41 y 285, respectivamente) indican una afinidad a basaltos de arco volcánico (Pearce, 1982) Referencias

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Figura 1. Vista hacia el norte, desde la Quebrada Hojalar, del sinclinal en cofre desarrollado en la sección superior de la Formación Lomas Negras. Al fondo se observa el Volcán Toconce.

Figura 2. Microfotografía con analizador de PAPA-46. En el centro destacan cristales trapezohédricos de baja birrefringencia de analcima en una masa fundamental rica en feldespato potásico.

508

Figura 3. Diagrama de tierras raras normalizado a condrita utilizando los valores de (5) para la muestra PAP-46 (línea gruesa color gris). Para comparación se incluyeron en color negro valores de andesitas y dacitas de la cadena del Complejo Volcánico Paniri-Volcán Toconce (Pleistoceno).

1

10

100

1000

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

Roc

a/C

ondr

ita

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Sr, Nd and Pb isotopic composition of Chaitén volca no rhyolites, Andean Southern Volcanic Zone, Chile

Jorge Muñoz Bravo* 1, Paul Duhart Oyarzo 2, Jacob Lowenstern 3, G. Lang Farmer 4 and Charles Stern 4

1Servicio Nacional de Geología y Minería, Plan Nacional de Geología, Av. Santa María 0104, Santiago Chile 2Servicio Nacional de Geología y Minería, Oficina Técnica Puerto Varas, La Paz 406, Puerto Varas, Chile 3USGS, Menlo Park, California, USA 4Department of Geological Sciences, University of Colorado, Boulder, Colorado, USA E-mail: jmunoz@sernageomin.cl

Abstract. Chaitén volcano has both explosively and rapidly extruded rhyolitic magmas, forming both tephra and domes, which are geochemically and isotopically distinct to other rhyolites erupted along the SSVZ. It is not clear yet if the rhyolites extruded by Chaitén volcano were produced by significant crustal contamination of a magma generated in the mantle or by melting of crust alone. Miocene and Cretaceous intrusives and Paleozoic metabasalts forming part of the basement are not candidates either for magma contamination or magma source.

Key words: magma genesis, rhyolites, Chaitén volcano, Andean volcanism

1 Introduction Chaitén volcano includes a set of Holocene domes of rhyolitic composition. They reach nearly 2 km in diameter, and are lodged in a 3 km diameter volcanic caldera or crater constructed in an andesitic to basaltic Pleistocene volcanic sequence, that reaches ~400 m a.s.l. This volcanic sequence is built on a granitic (mainly diorite to granodiorite) and metamorphic basement (metabasalts and metasediments). The last eruption of the Chaitén volcano was initiated the 1st of May of 2008 and extended for more than 2 years, constructing a new rhyolite dome complex, which partially destroyed and/or hid the complex of domes created by previous eruptions (Muñoz et al., 2008). In this contribution we present 8 new Sr, Nd and Pb isotopic ratios including 5 selected samples from the Chaitén rhyolites, one dacite dyke in the wall of the caldera or crater, one basaltic andesite lava flow from the Michinmahuida volcano and one Paleozoic metabasaltic schist forming the basement rock for the volcano. In our discussion we also include data related to Cretaceous and Miocene intrusives forming part of the basement of the volcano (Duhart, unpublished data). 2 Geochemistry The domes of the eruption of the 2008-2009 and those belonging to the previous eruptions basically consist of banded obsidians showing minor amount of christobalite, quartz, biotite, plagioclase (in some cases rounded, zoned, twinned and/or with calcium cores), hornblende, orthopyroxene and Fe-Ti oxides (Naranjo and Stern, 2004, Castro et al., 2008, Lowenstern et al., 2008; Muñoz et al.,

2008, 2009, Castro and Dongwell, 2009, Carn et al., 2009). All these obsidians are rhyolitic in composition and evidence major, traces and REE geochemical composition that suggest participation of crustal components either in the source or during the evolution of the magmas in the crust (López et al., 1993). Chemical compositions of rhyolites related to the 2008-2009 eruption are similar to those reported for rhyolites associated to a <10.000 years BP documented eruption (Naranjo and Stern, 2004, Watt et al., 2011, Muñoz et al., 2008, 2009). Rhyolites erupted during the 2008 initial explosive phase are r ich in HFSE and depleted in moderate and heavy REE and show higher La/Yb (20-23), Rb/Ba (0,15-0,18), Ba/Sr (3.8-4.7) and Rb/Sr (0.65-0.85) (Muñoz et al. 2008, 2009), compared with dacitic dyke in the caldera or crater wall, with basaltic andesitic lava from Michinmahuida volcano, with the Paleozoic basement metabasalt and with rhyolites from the Yate volcano (Mella, 1989). 3 Isotopes Previous isotopic data for rhyolitic obsidians of Chaitén volcano include Sr and Nd isotopic analyses by López et al. (1993) and Sr isotopic studies of archeological artifacts constructed from pre-2008-2009 obsidians by Stern et al. (2002). These data emphasizes the importance of the crustal components involve in the magmas, as discussed by López et al. (1993), Muñoz et al. (2009) and Watt et al. (2009). The 2008-2009 rhyolitic obsidians also have relatively high Sr isotopic ratios (0,705693-0,705740) and low Nd ratios (0,512521-0,512570) and plot outside the the range of isotopic compositions defined by other volcanic rocks from the SSVZ (Table 1, Fig. 1). A dacite dyke in the caldera or crater wall shows Sr, Nd and Pb isotopic ratios intermediate to the basaltic andesites of Michimahuida (and the SSVZ) and the rhyolites of Chaitén. Basaltic andesite from the Michinmahuida volcano has Sr, Nd and Pb isotopic composition similar to other SSVZ basalts and basaltic andesites (Table 1, Fig. 1). Paleozoic metabasaltic country rock has similar 207Pb/204Pb and 208Pb/204Pb ratios but much higher 206Pb/204Pb and 143Nd/144Nd and lower 87Sr/86Sr compared to rhyolites from Chaitén, but their Sr and Nd isotopic composition are

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similar to basic lavas from Michinmahuida and other SSVZ volcanoes (Table 1, Figure 1). 4 Discussion Carn et al. (2009) proposed rhyolite extraction from a more mafic crystal mush at depth. If so, the crystallizing mafic pluton from which this rhyolite was extracted had to have high Sr and low Nd isotopic values similar to the rhyolite, but no mafic magmas with appropriate isotopic compositions are known to have erupted anywhere in the SSVZ. Therefore the rhyolitic magma extracted from that mush must have undergone additional crustal interaction either at the top of the crystal mush, or on the way to the surface. The crustal component must be more radiogenic in Sr and Nd than Miocene or Cretaceous intrusives and than the metabasaltic country rocks. Wicks et al. (2011) suggest a common crustal magma chamber for Chaitén and Michinmahuida and that melt segregation and magma storage were controlled by existing faults. Following the precursory seismicity for the 2008-2009 eruption, the magma source must be located at >10 km depth in a relatively thin continental crust (<30 km) showing high geothermal gradient (Basualto et al., 2008, Muñoz et al., 2009). The chemical and isotopic compositions of magmas that generate the 2008-2009 rhyolitic rocks at Chaitén volcano, and also the rhyolites from prior eruptions, cannot be directly produced by fractional crystallization of a basaltic magma derivative from the astenospheric mantle, like could be the case of the magmas erupted from the nearby Michinmahuida volcano (López et al., 1993). According to the isotopic data, rhyolitic magma cannot be produced by partial melting of Paleozoic metabasalts or Cretaceous and/or Miocene intrusives. Preliminary non-modal partial melting model using geochemical data suggests that 5 to 10% of partial melting of a basic to intermediate source would give the best-fit for the geochemical patterns observed in the rhyolites but do not explain the isotopic values. The isotopic composition of the dacite dyke is significant as this is intermediate to the basaltic andesites of Michimahuida and the rhyolites of Chaitén. This would suggest a continuum of compositions rather than the rhyolite being an end member composition generated by an independent processes. The trace-element composition of the dacite dyke says something about whether or not the rhyolite can be derived from this dacite or requires an independent origin by melting of some different source rock. In order to try to explain the isotopic composition of the Chaitén rhyolites, an asthenospheric source for the magmas needs crustal assimilation processes stronger than those in cases involved in the origin of the other SSVZ silicic magmas. If rhyolites were produced by crustal melting of a radiogenic material then this material needs to be different

to intrusive and metamorphic basement outcropping in the area. Although not identified yet, candidates for crustal melting or for a contaminant in the crystal mush need to be radiogenic enough to produce the high 87Sr/86Sr and 206P/204Pb ratios detected in the rhyolites.

Figure 1. Plots of the Sr, Nd and Pb isotopic data.

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Acknowledgements This contribution is sponsored by the Geology Division of the Chilean Geological and Mining Survey. References Basualto, D., Peña, P., Delgado, C., Gallegos, C., Moreno, H. Muñoz, J.

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Table 1. New isotopic data

Sample 86Sr/87Sr 143Nd/144Nd 206Pb/204Pb 207Pb/204Pb 208Pb/204Pb

MT-3 0.705722 0.512570 18.776 15.586 38.580 Chaitén rhyolite, may 2008

JM-1 0.705761 0.511565 18.774 15.584 38.568 Chaitén rhyolite, may 2008

MT-2 0.705740 0.512521 18.770 15.581 38.560 Chaitén rhyolite, august 2008

DR-1 0.705693 0.512557 18.783 15.597 38.611 Chaitén rhyolite, january 2009

CO-4 0.705704 0.512564 18.763 15.574 38.541 Chaitén rhyolite,

310.1 0.705235 0.512615 18.719 15,571 38.496 Dacitic dyke in caldera or crater wall

810.1 0.704381 0.512726 18.591 15.571 38.391 Michinmahuida basaltic andesite

110.1 0.704349 0.512756 19.258 15.567 38.423 Basement country rock metabasalt

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Complejo Volcánico Lonquimay (38,2°S): Característi cas geoquímicas atípicas en el contexto de la Zona Volc ánica Sur. Claudio Vergara S.* (1) (2), Luis E. Lara (3), Dani el Sellés (4) (1) Depto. de Geología, Facultad de Cs. Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile. (2) GeoHidrología Consultores Ltda., Vitacura 2909, of. 701, Las Condes, Santiago, Chile. (3) Programa de Riesgo Volcánico, Servicio Nacional de Geología y Minería, Merced 22, Santiago, Chile. (4) Aurum Consultores Ltda., Del Inca 4446 of. 701, Las Condes, Santiago, Chile. * E-mail: clvergar@ing.uchile.cl, cvergara@geohidrologia.cl. Resumen. El Complejo Volcánico Lonquimay (CVL; 38,2°S) se sitúa en el arco volcánico activo de los Andes del Sur (ZVS), y está constituido por el estratovolcán Lonquimay y una serie de centros eruptivos menores cuya distribución sugiere un fuerte control estructural. El análisis de datos geoquímicos de roca total muestra diferencias significativas respecto del resto de la ZVS. En particular, se observan altos valores para las razones FeOt/MgO y Na2O/K2O. De manera preliminar, se interpretan estas diferencias producto de un alto grado de fusión parcial de una fuente empobrecida bajo el CVL. Este empobrecimiento podría estar controlado por un mayor ingreso de fluidos a la cuña mantélica. Otras hipótesis se basan en una baja fugacidad de oxigeno en la fuente y/o el fraccionamiento de fases ricas en MgO.

Palabras Claves: Complejo Volcánico Lonquimay, Zona Volcánica Sur, geoquímica. 1 Introducción

La Zona Volcánica Sur (ZVS) corresponde al segmento de arco volcánico activo ubicado entre las latitudes 33° y 46° S (Figura 1). La signatura geoquímica de los productos volcánicos de la ZVS varía sistemáticamente con la latitud, lo que ha permitido a distintos autores definir segmentos o subzonas. En particular, Lopez-Escobar et al. (1995) proponen 4 subzonas dentro de la ZVS: Segmento norte (NSVZ; 33-34,5°S), con productos volcánicos de composición predominantemente intermedia; segmento transicional (TSVZ; 34,5-37°S), con un amplio rango composicional, de basaltos toleíticos a dacitas ricas en K; y los segmentos central (CSVZ; 37-42°S) y sur (SSVZ; 42-46°S), que se caracterizan por la abundancia de productos volcánicos de composición basáltica y andesítico basáltica, de afinidad toleítica, evacuados tanto por estratovolcanes como por centros eruptivos menores (Fig. 1). El CVL está constituido por diferentes centros eruptivos: el estratovolcán Lonquimay; una serie de cráteres monogénicos denominados Cordón Fisural Oriental (CFO); y cuatro conos monogénicos periféricos alineados de forma paralela al CFO.

Los mecanismos de ascenso y diferenciación de magmas que generan el volcanismo del CVL presentan un fuerte control estructural (Rosenau, 2006), particularmente respecto de la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (ZFLO), sistema de fallas de rumbo dextral que se ubica en la mayor parte de la ZVS. Este control resulta en diferencias en los estilos eruptivos (poligenénico y monogénico) además de diferencias en los grados de evolución de los magmas eruptados. En esta contribución se exponen antecedentes que muestran el contraste entre el CVL y el resto de la ZVS discutiendo su posible origen.

Figura 1. Ubicación de los principales centros eruptivos de la ZVS. Se observa las provincias definidas por López Escobar et al. (1995) y la ubicación del CVL dentro de este contexto.

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3 Geoquímica del CVL vs. ZVS Los productos volcánicos del CVL presentan un amplio rango de composiciones, variando desde basaltos hasta dacitas, con concentraciones de SiO2 entre 52 y 65 wt%. Los contenidos de alúmina varían entre 15 y 20 wt%, y muestran una tendencia similar al resto de los productos volcánicos de la ZVS (Fig. 2). De igual manera, las concentraciones de CaO, que varían entre 4 y 11 wt%, presentan una tendencia de variación parecida a la observada en el resto de la ZVS (Fig. 3).

Figura 2. Alúmina vs. Sílice. Observar la correspondencia en las composiciones del CVL y el resto de la ZVS. (Datos geoquímicos de la ZVS obtenidos de Frey et al., 1984; Gerlach et al., 1988; Tormey et al., 1991; Davidson et al., 1988; Hickey-Vargas et al., 1986; Hickey-Vargas et al., 1989; López-Escobar et al., 1991; Futa y Stern, 1988; Dixon et al., 1999; Lara et al., 2001)

Figura 3. CaO vs. SiO2. Observar la correspondencia en las composiciones del CVL y el resto de la ZVS. (Referencias en Fig. 2) A diferencia de las concentraciones de Al2O3 y CaO, los contendidos de FeOt de los productos volcánicos del CVL varían entre 6 a 12 wt%, valores más elevados que en otros magmas de la ZVS a igual contenido de MgO.

De manera inversa, los contenidos de MgO en los productos volcánicos del CVL, se muestran empobrecidos (para un contenido dado de SiO2) con respecto de los valores recopilados para el resto de la

ZVS (Fig. 4). Las concentraciones de MgO de las muestras analizadas varían entre 0,5 a 4 wt%.

Figura 4. FeO total vs. MgO. Observar los altos valores de FeOt/MgO para las muestras del CVL en comparación con el resto de los productos volcánicos de la ZVS. (Referencias en Fig. 2.) Al igual que la razón FeOt/MgO, se puede observar que la razón Na2O/K2O se muestra elevada para los productos volcánicos del CVL respecto del resto de la ZVS. En particular, las concentraciones de K2O para el CVL son bajas respecto de la ZVS las que varían entre 0,3 a 1,5 wt%, mientras que las concentraciones de Na2O son elevadas y varían entre 2,5 y 6 wt% (Fig. 5).

Figura 5. Na2O vs K2O. Observar los altos valores de FeOt/MgO para las muestras del CVL en comparación con el resto de los productos volcánicos de la ZVS. . (Referencias en Fig. 2.) 5 Discusión Se puede inferir a partir de las variaciones de los elementos mayores con respecto a los contenidos de sílice (Figs. 1 y 2), que los productos volcánicos del CVL corresponden a una serie comagmática cuyas principales diferencias locales son reflejo de distintos grados en la evolución de los magmas. Estos datos evidencian, además, una notoria diferencia en la geoquímica de los productos volcánicos del CVL con respecto del resto de las ZVS, especialmente en las concentraciones de Na2O,

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K2O, MgO y FeOt. Estas diferencias, en particular las concentraciones y razones de MgO y FeOt, muestran que el CVL posee una fuerte afinidad toleítica, a diferencia de la tendencia mayoritariamente calcoalcalina del resto de la ZVS (Fig. 6).

Figura 6. Diagrama AFM. Observar la fuerte afinidad toleítica del CVL respecto de la tendencia mayoritariamente calcoalcalina del resto de la ZVS. (Referencias en Fig. 2.) Aun cuando se requieren otros elementos de juicio, los resultados presentados permiten esbozar algunas ideas preliminares como interpretación de estas signaturas geoquímicas. Por ejemplo, las signaturas observadas en los productos volcánicos del CVL podrían ser resultado de constantes procesos de fusión parcial en el manto produciendo una fuente empobrecida con bajos valores de MgO/FeOt. Este empobrecimiento del manto, producto de un alto grado de fusión parcial, podría estar controlado por un mayor ingreso de fluidos. Esta interacción prolongada con fluidos también sería evidenciada por las altas razones de Na2O/K2O debido a la mayor movilidad de K respecto de Na. Otros procesos también podrían inducir estas signaturas, por ejemplo una baja fugacidad de oxígeno en la fuente retardaría la cristalización de magnetita generando líquidos residuales con altos valores de FeOt, sin embargo esto no respondería a los bajos valores de MgO observados. Por otro lado, el fraccionamiento de una fase rica en magnesio, como olivino fosterítico y/u ortopiroxeno, podría generar líquidos residuales con altas razones de FeOt/MgO. 6 Conclusiones Los resultados de este trabajo muestran que los productos volcánicos del CVL presentan diferencias notorias en cuanto a su geoquímica con respecto de la ZVS. Estas diferencias se basan principalmente en altos valores para las razones FeOt/MgO y Na2O/K2O.

De manera preliminar se interpretan estas signaturas en base a diferencias químicas y fisicoquímicas de la fuente además de interacción con fluidos. Estos resultados son parte de un estudio en desarrollo mediante el cual se pretende caracterizar mejor la fuente de los magmas y la naturaleza de la interacción con la corteza lo que explicarían su singularidad. Agradecimientos Los autores agradecen al proyecto Fondecyt 1060187 que financió estudios iniciales y especialmente al proyecto Fondecyt 11020222 que apoyó la investigación más específica en el área. Referencias Dixon H. J., Murphy M. D., Sparks R. S. J., Chavez R., Naranjo J.

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El Complejo Volcánico Lonquimay: arquitectura y con trol estructural de la evolución magmática

Luis E. Lara (1), Daniel Bertin (1)*, Claudio Verga ra (2) (1) Programa de Riesgo Volcánico, RNVV, Servicio Nacional de Geología y Minería, Merced 22 of.701, Santiago, Chile (2) Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile * E-mail: daniel.bertin@sernageomin.cl Resumen. El Complejo Volcánico Lonquimay (CVL) se emplaza en el sector más septentrional de la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (ZFLO) y consiste en una variedad de centros poligénicos y monogénicos cuyos productos cubren un amplio rango composicional. El conjunto presenta rasgos estructurales propios de una depresión tectónica en la que los magmas más primitivos han sido evacuados a través de las estructuras de borde existiendo un fuerte control de la tectónica del arco en la arquitectura del complejo. Palabras Claves: Lonquimay, volcanismo, neotectónica. 1 Introducción El volcán Lonquimay (38°22’S / 71°35’W) corresponde a un pequeño estratovolcán -de diámetro basal 10 km y volumen estimado de 30 km3- formado principalmente durante los últimos 10.000 años. Junto a este estratocono se presenta hacia el noreste una cadena de centros eruptivos menores denominado Cordón Fisural Oriental (CFO; Moreno y Gardeweg, 1989), mientras que hacia el norte se han reconocido varios conos monogénicos aislados. Sobre la base de la geometría de los lineamientos a gran escala, autores previos (e.g., Rosenau et al., 2006) han sugerido que el área representa un ‘tail crack’ en la traza de la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (ZFLO). En esta contribución se aportan datos estructurales que permiten caracterizar mejor el ambiente tectónico y se intenta vincular este contexto con las características de los magmas evacuados en los diferentes centros del CVL. 2 Estructura y tectónica Además de la inversión de datos microestructurales de poblaciones de fallas, el estudio se complementó con el análisis de diaclasas mapeadas en rocas de diversas edades clasificándolas según los criterios de Hancock (1985) y Pollard y Segall (1987). En complemento, se analizó la morfometría de los conos piroclásticos mediante los parámetros de Corazzato y Tibaldi (2006) con la intención de inferir la geometría de las fracturas alimentadoras (Settle, 1979; Tibaldi et al., 1989; Tibaldi, 1995). Además, una restricción de primer orden a la geometría del basamento se hizo mediante perfiles gravimétricos.

Las diaclasas fueron clasificadas como cuaternarias y neógenas, las primeras –generadas por un régimen híbrido- orientadas según N70-80E, N00-10E y N120-130E, y las segundas –generadas por un régimen de cizalle- según las direcciones N10-20E y N50-60E. La función eigenvectors entregó para los sets neógenos un σHmax de dirección N76E, y para los cuaternarios un σHmax de dirección N21E. Por otro lado, el análisis de planos de falla estriados entrega para los mecanismos transcurrentes un σHmax orientado N50-60E. A su vez, el análisis morfométrico muestra que los principales rasgos potencialmente trazadores de la estructura subyacente presentan rumbo principalmente noreste-suroeste.

Figura 1. Esquema estructural de la zona a mayor escala (recuadro indica área del CVL mostrado en la figura 2). En azul se indica los perfiles gravimétricos; en rojo las posible estructuras de borde de cuenca.

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Tres perfiles geológicos apoyados con datos gravimétricos permiten inferir un posible sistema de horsts y grabens en los perfiles centro y sur, donde el espesor volcano-sedimentario (de densidad estimada 2.31 gcm-3) aumenta desde 1100 ± 300 metros en el perfil central hasta ca. 2200 metros en el perfil meridional. El ancho de esta zona, por otra parte, se estimó en ca. 20 ± 1 km, el cual se reduce considerablemente hasta ca. 1.1 km en el perfil norte, sector en el cual se calculó un relleno de ca. 1500 m de potencia. 3 Geoquímica y evolución magmática Los productos volcánicos del CVL cubren un amplio rango composicional desde basaltos a dacitas, predominando los términos intermedios. Junto con exhibir rasgos atípicos en el contexto de la Zona Volcánica Sur (Vergara et al., 2012), el CVL muestra también una marcada polaridad composicional (Vergara, 2010). En efecto, los magmas más primitivos habrían sido evacuados desde los centros periféricos, situados a su vez sobre la traza de la ZFLO o las estructuras de borde de cuenca, mientras los más evolucionados ocurren en la intersección del Cordón Fisural Oriental y el estratovolcán Lonquimay (Fig. 2).

Figura 2. Relación espacial de la concentración de K2O de los productos volcánicos asociados a su respectivo centro eruptivo. Se aprecia que el sector CFO-SW presenta un mayor contenido de K2O lo cual se asocia a un mayor grado de diferenciación. Nótese el bajo contenido en los conos eruptivos periféricos (C.E.P.) y del sector CFO-NE. 4 Discusión Los rasgos estructurales sugieren una depresión tectónica de larga vida como geometría del basamento. Los rasgos tectónicos sustentan la idea de que el régimen transcurrente

dextral habría estado activo durante los episodios volcánicos más recientes, siendo una demostración de aquello el último ciclo eruptivo de 1989-90 (Barrientos y Acevedo, 1992). En particular, resulta razonable también que las fallas involucradas en la inversión de la cuenca terciaria pudieran haber sido reactivadas durante episodios cuaternarios asociados a la ZFLO como se ha descrito en otros sectores de este mismo dominio (e.g., Melnick et al., 2006; Radic, 2010). En este contexto, el CVL representaría un dominio extensional del arco (e.g., Cembrano y Lara, 2009) donde el alineamiento Lonquimay-CFO podría corresponder a una megafractura extensional (Fig. 2). La sucesiva actividad de esta estructura favorecería el repetido ingreso de magmas basálticos cuya densidad actuaría como filtro promoviendo así la construcción de un sistema poligénico (e.g., Eichelberger, 2010). En el extremo composicional se ubicarían los magmas evacuados a través de las estructuras maestras. 5 Conclusiones El área del CVL presenta una serie de rasgos estructurales y geoquímicos que sugieren una fuerte retroalimentación entre tectónica y volcanismo. La naturaleza de esta interacción es aún difícil de establecer pero las piezas empiezan a reunirse. Agradecimientos Los proyectos Fondecyt 1060187 y 11020222 han financiado esta investigación. Discusiones con J. Cembrano, M. Piña y M. Vega han enriquecido nuestra visión del problema. Esta contribución cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería. Referencias Barrientos, S., Acevedo, P. 1992. Seismological aspects of the 1988–

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Study about the northern tephra-fall sequence of th e 2011-2012 Cordón Caulle eruption, Southern Andes. Jorge E. Romero 1, 2 * ¹Departamento de Geología, Universidad de Atacama, Copayapu 485, Copiapó, Chile. ²Geohiggins, Museo Regional de Rancagua. *E-mail: jromero@geohiggins.com Abstract. On 4 June (2011) a new eruption began at Cordón Caulle Volcanic Complex (CCVC). This Plinian eruption emitted a large volume of tephra, which was deposited in Chile and Argentina. The northern area of Caulle tephra-fall deposit observed during fieldwork trips on June 2011 and January 2012 is composed by a succession of 9 layers, which are composed by mainly pyroclastic juvenile fragments and dark-black glassy angular fragments, and they are directly linked with the eruption’s chronology. Also, 14 measurements about ash fall deposit thickness, which varies from 0.2 to 8.0cm, were made on the field and are presented in this work. Keywords: Cordón Caulle, Plinian eruption, Tephra-fall deposits, stratigraphic succession. 1 Introduction Located in the Southern Andes Volcanic Zone (SAVZ), Cordón Caulle Volcanic Complex (CCVC) is a 13x4km volcano-tectonic depression that hosts a series of pumice cones, lava domes and flows, fissure vents and the largest geothermal field of SAVZ (Sepúlveda et. al, 2005). On the northwestern limit is located the Cordillera Nevada caldera, a collapsed Pleistocene stratovolcano while on the southeastern end, the Puyehue stratovolcano (Campos et al., 1998; Lara et al., 2003; Lara et al., 2006). Holocene activity has occurred at Cordón Caulle, and has been characterized by alternating lava emissions with dome growing and explosive eruptions (Lara et al., 2006).

Figure 1. Location map of the CCVC. The 2011-12 ashfall deposit limit has been represented with a dotted line. GTOPO30- Smith and Sandwell (Version 6.2) image.

The CCVC presents two recorded eruptions in 1921-22 and 1960, both with explosive characteristics and similar rhyolite-rhyodacite products, which emitted large tephra and viscous lava volumes. The 1921-22 eruption explosive activity persisted 6 days and ashes affected La Plata, in the Atlantic coast of South America (Krumm, 1923). Also, an active lava flow was observed burning the forest close to the headwaters of Riñinahue River (Stefeen, 1922). This eruption was estimated in ~1.6km³ of total erupted volume by Katsui and Katz (1967). In the case of 1960 eruption, it was triggered (Lara et al., 2004) by a 9.5 earthquake (the largest recorded in human history), that affected Valdivia city, located only 240km away from the vent 48 hours before (Lara et al., 2004). A 9km height eruptive column appeared and ash fall affected Nahuel Huapi lake (Argentina) 100km to the North East of volcano (Katsui & Katz, 1967). Explosive activity persisted around 10 days and black lava flows were emitted later (Saint Amand, 1961; Veyl, 1960). On June 04 a new initially explosive plinian (Silva Parejas et al., 2012) eruption began at Cordón Caulle, producing thick tephra deposits over Chile and Argentina. Preliminary erupted volume of ash has been estimated in ca. 1,46km³ (Gaitán et al., 2011). This activity was followed by a continuous eruptive activity characterized by minor ash emissions and a new effusion of lava occurred, covering 6,5km² in SW-SE directions from the vent. This viscous flow presents blocky lava morphology and observable thickness is around 15-20m, but it’s volume have been not calculated. The current study presents new data about stratigraphy of the 2011-12 north area tephra deposit. Also, preliminary measurements on the thickness of ash fall deposit are here. 2 Methods and Results Two fieldwork surveys were made during 17-20 June 2011 and 05-08 January 2012 to the Cordón Caulle Area. In the first trip, N and S areas were visited, including 215 international route. By 05-08 Jan, the N area visit included the measurement of 14 points of ash fall, between 48-3km away the active vent. Strong eruptive conditions did not made possible to access closer. Selected sites were mainly stumps, plane soils and tree branches wind-protected where reworking is small.

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2.1 Stratigraphy of tephra-fall sequence A maximum ~8cm thick deposit is located ~3km to the north of the vent (note that main E-SE deposits are not considered) and a minimum of ~0.01cm ~48km away in NNW direction (Fig.2). A field macroscopic observation and a binocular macroscopic laboratory look allow us to describe the succession. The succession starts in the Layer A directly located over the L0 Layer that was deposited during the 1960 eruption and is composed by rusty rhyodacitic (68.9-70.01% SiO2; Lara et al, 2004) pumiceous accretionary lapilli with normal gradation. The Layer A is composed by juvenile white pumiceous fragments (~50%), black volcanic glass (~40%) and non-juvenile dark angular fragments (~10%) from 0.04 to 1cm diameter reverse graded. However, this layer has been found only until 6.5 km away the vent in N direction. Above this layer, there is a sequence of eight layers (B-I) characterized by alternating white fine pumiceous ash and dark-black glassy angular fragments. Contacts are mainly gradational, with exception of D-E contact (sharp contact). Plinian phase ash fall samples obtained in Bariloche (Argentina) presents 68.82-70.43% SiO2 (rhyodacites-rhyolites), rich in plagioclase, volcanic glass and mixed glass and crystals fragments (CNEA, 2011; Bermúdez & Delpino, 2011). The N stratigraphic section (Fig.2) that has been studied here, presents layers that range from few millimeters to various centimeters of thickness. In the case of A layer, the grain-size and gradational characteristics, with the presence of non-juvenile components suggests a single and continued explosive event for its formation that affected the main 6.5km away the vent in N direction. This layer, directly deposited over L0 (1960 eruption accretionary lapilli) is clearly a tephra fall deposit related with the Plinian phase between June 4 to 6, deposited during similar wind conditions. In relation with B-I sequence of layers, with exception of D-E layers, they were formed during similar eruptive and wind conditions, because they presents clear gradational contacts, regular grain-size and major juvenile volcanic glass and pumices. The sharp contact observed in the D-E layer can be explained with different wind conditions during deposition or temporary changes in the eruptive style. In all of cases, the complete B-I sequence of layers evidence a decrease in the energy of the activity, observed from June 7 (2011) to the present, characterized by small explosive eruptions with fine ash emission and viscous blocky lava effusion. 3 Discussion and Conclusions The complete ash fall succession described in this work possibly presents differences in other sites, so, is difficult to use it like a universal succession to the ash fall deposit to future volume estimations. Probably, the better form to know the real volumetric emission of the eruption is to

search A-I layers in NE, E and SE area of Cordón Caulle. Anyway, new stratigraphic works must be applied to the tephra deposits. The initial volume determined by Gaitán et al. (2011) is a very helpful tool to classify this eruption in the VEI scale, but it has been not checked. Different methods to calculate tephra volumes can generate very different results, like has been observed in studies about Chaitén volcano Plinian eruption (e.g. Carn et al, 2008; Alfano et al, 2008; Lara, 2008; Folch et al 2008; Watt et al., 2009). By this reason, is necessary to make new measurements about tephra deposits with a variety of methods and compare the results. Also, usually VEI=4 Plinian phases are related with high volcanic columns like was recorded at Chichonal 1982 (17km height; Sánchez-Rubio, 1985) or Saint Helens 1980 (19km height; Holasek & Self, 1995), but in this case the Caulle Plinian column was unusually smaller (13.5km height). The future study lines could be precisely oriented to the estimation of erupted volumes and generation of complete isopach maps. Also, the volcanological studies must be not only related with an estimation of size of eruption, they should to be interested to reveal magmatic processes and geochemistry characteristics, tectonic controls, geometry of eruptive conduits and reservoirs, environmental considerations and morphological changes in the blasted area. Finally, the eruption of CCVC on 4 June deposited a Plinian pyroclastic juvenile fragments layer (A) over rusty rhyodacitic acretionary lapilli (L0). Later, during a minor eruptive stage of fine ash emission and lava effusion were deposited the B-I sequence characterized by alternating white fine pumiceous ash and dark-black glassy angular fragments. Acknowledgements The author is very grateful to the Drs. Francisco Gutiérrez (UCHILE), Felipe Aguilera (UDA), Luis Lara (Sernageomin), Liliana Troncoso (IGEPN), Frederick Swanson (USDA), Costanza Bonadonna (Univ. of Geneva); Museo Regional de Rancagua, ONEMI, Municipalidad de Futrono, Ferreterías Ávila; Mr. Hector Parra, Enzo Campetella, Edwin Cárdenas, Jorge Romero Aravena, Carlos Pérez and Héctor Moyano; all of them for making this work possible. References Alfano F., Bonadonna, C., Volentik, A. C. M., Connor, C. B., Watt, S.

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Mecanismos de Intrusión Relacionados con la Erupció n del Complejo Volcánico Cordón Caulle – Chile Junio 4 de 2011 Daniel Basualto*, Carlos Cardona, Luis Franco, Fern ando Gil, Alberto Valderrama, Erasmo Hernández Servicio Nacional de Geología y Minería SERNAGEOMIN, Observatorio Volcanológico de los Andes del Sur OVDAS, Dinamarca 691, Temuco, Chile * E-mail: daniel.basualto@sernageomin.cl Resumen. Durante los últimos 5 años, el arco volcánico del segmento centro sur de Chile ha sufrido una clara reactivación. Durante febrero y marzo de 2011, se percibieron los primeros síntomas de actividad sísmica inusual en el CCVC, confirmando un cambio en la dinámica de la actividad sísmica volcánica. La aparición de enjambres sísmicos ocurridos a fines de abril y mayo de 2011, llevaron a sucesivos cambios de alerta volcánica. Dicha actividad se localizó sobre el CCVC a profundidades intermedias y profundas de corteza (4-5 km y 10-12 km), las que por medio de inversiones sísmicas de onda, dieron como resultado una solución compresiva de la fuente hacia los puntos de observación, determinando un origen de tipo CLVD (Vector dipolo lineal compensado) involucrado en su generación. Este tipo de señales fueron interpretadas como cambios volumétricos inducidos por el ascenso y circulación de una intrusión de magma en profundidad. El acertado pronóstico que se pudo entregar horas antes de la erupción, nos llevo a validar tanto el modelo de velocidades como a dar consistencia de los procesos involucrados en la actividad volcánica. Palabras Claves: Erupción, Complejo Volcánico Cordón Caulle, mecanismos de intrusión, sismos precursores 1 Introducción Ubicado entre las regiones de Los Lagos y Los Ríos, el Complejo Volcánico Cordón Caulle (CVCC) forma parte del Central Southern Volcanic Zone CSVZ (Stern R. 2004) 40.524° latitud S y 72.178° longitud W. Los eventos eruptivos más recientes (VEI 3), ocurrieron en los años de 1922 y 1960, donde fueron emitidas principalmente lavas de composición riodacítica a riolítica, todas ellas controladas fisuralmente, siendo depositadas dentro de un graben con orientación NW-SE. La última actividad eruptiva fue una de las más citadas, ya que fue aceptada por la comunidad científica como una erupción gatillada por un megathrust (Mw = 9.5), sismo localizado en la zona de Valdivia, mayo 22 de 1960, Chile. 2 Adquisición, análisis de datos

sismológicos y actividad sísmica 2.1 Red de estaciones y adquisición de datos La red sísmica utilizada hasta el momento de la erupción,

constó de 7 estaciones de banda ancha; 5 de las cuales se ubicaron entre los 7 y 30 km de distancia del CCVC; y 2 entre los 30 a 100 km. La extensa base de datos está compuesta por cerca de 14.000 registros sísmicos, todos ellos ocurridos entre enero y julio de 2011. El análisis de la actividad sísmica se subdividió en tres (3) etapas (pre, sin y post eruptiva), no obstante, solo analizaremos la fase pre-eruptiva, período que estuvo relacionado principalmente con fase de intrusión magmática. A cada una de las trazas sísmicas se les realizó un procesamiento primario, clasificándolas por tipos de eventos y orígenes relacionados, subdividiéndolos en cuatro (4) grandes tipos. Los primeros estuvieron relacionados con fracturamiento y rompimiento de material cortical (VT, Volcano-Tectónico), los segundos asociados con perturbaciones y migración de fluidos magmáticos dentro de conductos volcánicos (LP, Long Period); los terceros con mecanismos compuestos que involucran en su generación la mezcla de los orígenes anteriormente descritos (HB, Híbrido), y finalmente, aquellos relacionados con perturbaciones y movimientos continuos (minutos/horas/días) de fluidos dentro de conductos y/o grietas (TR, Tremor). 2.2 Análisis de datos sismológicos Las señales sísmicas fueron analizadas utilizando diferentes algoritmos, con el fin de obtener distribuciones espaciales (localizaciones hipocentrales), características espectrales, similitud de forma de onda, polarizaciones de onda y determinación de sus magnitudes locales (ML) cálculo de desplazamiento reducido (DR) y energía. Los sismos clasificados fueron catalogados espacial y temporalmente por orígenes involucrados, además de determinar patrones evolutivos y de comportamiento, para posteriormente, enmarcar las diferentes etapas del ciclo eruptivo del CCVC. Finalmente, dependiendo de la magnitud y características de las señales, se realizó un procesamiento secundario, realizando inversiones de ondas sísmicas, buscando reconstruir la fuente perturbadora que generó la señal sísmica, determinando el mecanismo focal del sismo. Para dicho análisis se seleccionaron eventos con una ML igual o superior a 2.5, corroborando que dichos eventos tuvieran la suficiente energía por debajo de 0.5 Hz y una relación señal/ruido > 1:10. El software utilizado para las inversiones fue el “Isola versión 4.0” (Sokos y Zahradnik 2009). El modelo de corteza 1D escogido para la región, fue propuesto por Bohm et al (2002), el cual fue

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determinado mediante sísmica de refracción para la zona sur de Chile, entre los 38° y 40º latitud sur. 2.3 Actividad sísmica Estudios de interferometría realizados por Fournier et al (2010) en el CVCC, obtuvieron resultados inflacionarios, destacando un marcado incremento de 19.8 cm/año entre el año 2007 y Febrero de 2008. Dichas deformaciones concordaron temporalmente por una serie de enjambres sísmicos ocurridos entre junio y diciembre de 2007, lo que condujo a elevar el nivel de alerta a “Amarillo” para la zona del CVCC durante ese año. Desafortunadamente, en ese periodo la precaria red sísmica de vigilancia volcánica no permitió obtener localizaciones confiables, no obstante, la sismicidad más relevante se localizó en el graben que conforma el CVCC, confirmando que dicha intrusión (deformación), estuvo asociada con una importante actividad sísmica. Después de la crisis sísmica del año 2007, durante los años 2008 al 2010, las pocas localización obtenidas de actividad sísmica tipo VT se centraron principalmente sobre la caldera de la Sierra Nevada y el graben del CVCC. A fines de febrero y durante marzo de 2011, se percibieron los primeros síntomas de actividad sísmica inusual (sobre el background) en el CVCC. La aparición de una serie de eventos VT e HB, algunos de ellos perceptibles (localidad de Lago Ranco, Entre Lagos y Paso Fronterizo Internacional Pajaritos), confirmaron un cambio en la dinámica de la actividad sísmica volcánica. Las localizaciones obtenidas desde marzo a mayo de 2011, mostraron, en un comienzo, un área de ocurrencia ubicada hacia el NW del complejo volcánico, para luego migrar hacia el centro del complejo y finalmente cubrir toda el área representada por la estructura tipo graben que conforma el CVCC. Estos lineamientos han sido ampliamente descritos por diversos autores (Lara y Moreno 2006; Sepulveda., et al 2005; Lara., et al 2006), fallas que han jugado un rol importante, al menos en las últimas dos erupciones ocurridas en el CVCC. Las profundidades calculadas para esta actividad sísmica pre-eruptiva, variaron entre los 4 y 12 km, destacando una concentración de la actividad sísmica en dos discontinuidades bien definidas (horizontes). Específicamente, durante el mes de abril de 2011, predominaron los eventos caracterizados por presentar una mezcla de orígenes, involucrando procesos de ruptura y cizalla (sismos tipo HB), los que poco a poco fueron exhibiendo una fase de muy baja frecuencia en su forma de onda (inferiores a 0.2 Hz), sismos que posteriormente fueron catalogados como VLP (Very Long Period). El primer evento clasificado como un VLP ocurrió el 27 de abril de 2011 a las 07:56 GMT, Magnitud Local (ML) 4.1, localizado en el borde noroeste del graben a 10 km de profundidad; el que fue registrado por toda la red de estaciones sismológicas del OVDAS, desde el volcán San Pedro de Atacama por el norte (S 21.8869º W 68.4039º)

hasta en volcán Hudson al sur (S 45.9293° W 72.9532°), distantes 2000 y 600 km respectivamente del CVCC. Conforme transcurrió el mes de abril, la sismicidad aumentó tanto en magnitud como en ocurrencia. Durante mayo, dicho incremento se hizo más evidente. A comienzos de junio, las magnitudes locales estuvieron enmarcadas en un rango que varío entre 2.5 y 4.4 grados, con sismos más energéticos y predominantemente del tipo VLP, los que pasaron a conformar un extenso enjambre sísmico 48 horas antes de la erupción. Junto con el incremento de la actividad sísmica, se logró observar una clara migración de los hipocentros tanto en la vertical (sismos cada vez más superficiales) como en la horizontal; reduciendo espacialmente (en un punto) las soluciones hipocentrales al costado NE del complejo volcánico, justo donde se superponen: 1.- la estructura norte del graben con 2.- la traza principal de la Falla Liquiñe-Ofqui (FLO). 3 Discusión y conclusiones Durante los últimos 5 años, el arco volcánico del segmento centro sur de Chile ha sufrido una clara reactivación. Prueba de ellos, es la elevada tasa de actividad sísmica registrada en la FLO ocurrida en la zona de Aisén a comienzos de 2007; y las recientes erupciones ocurridas en los volcanes Chaitén 2008, Llaima 2008-2009, Planchón-Peteroa 2010, CVCC y Hudson en el 2011. En relación a las descripciones geológicas y eruptivas realizadas por Lara et al (2006) y Lara et al (2006 b) para el CVCC, se definió un volcanismo fisural riodacítico, circunscrito en una zona tipo graben, limitado por dos fisuras con dirección NW – SE, las cuales han tenido un rol importante en la dinámica de las erupciones Holocenas. En relación a la erupción del 2011, a diferencia de las producidas en el siglo XX, esta se localizó en la intersección de la estructura norte del graben con la traza principal de la FLO, emitiendo lavas de composición riolíticas (Análisis Nº 2012-066 SERNAGEOMIN), las que fueron depositadas en el graben, rellenando planicies y valles, las que cubrieron ha diciembre de 2011, una superficie de 6 km2 aproximadamente. La aparición de un nuevo ciclo de enjambres sísmicos de eventos tipo VLP, VT y HB ocurridos entre marzo – mayo de 2011, llevó a un sucesivo cambio de alertas. La actividad sísmica se localizó mayormente hacia el sector NW a profundidades intermedias y profundas de corteza (4-5 km y 10-12 km), la que por medio de inversiones sísmicas de onda, dieron como resultado una solución compresiva de la fuente hacia los puntos de observación, determinando un origen dominado por un mecanismo tipo CLVD (Vector dipolo lineal compensado) involucrado en su generación. Este tipo de señales (VLP y HB) fueron interpretadas como cambios volumétricos (variación rápida de deflación a inflación) inducidos por el ascenso y circulación de una intrusión de magma en profundidad

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(Chouet 2003). En otros sistemas volcánicos, se han realizado inversiones de onda sísmica de eventos similares, los que han venido acompañados por episodios de inflación de sistemas volcánicos (Sarao et al 2001; Templeton y Dreger 2006). En el caso del CVCC, el mecanismo de origen involucrado en la generación de éste tipo de señales sísmicas, estaría asociado con un proceso que implica una dinámica de expansión volumétrica, la que fue disparada por la presión ejercida durante la inyección de fluidos magmáticos desde reservorios profundos e intermedios (discontinuidades). Según la ubicación y profundidad de las localizaciones hipocentrales de sismos con ML mayores a 2, los cuales fueron registrados desde abril a mayo 31 de 2011 (observados principalmente en la fase pre-eruptiva), evidencian dichos reservorios magmáticos, relacionados con dos importantes discontinuidades. El primer reservorio estaría localizado entre los 10 y 12 km de profundidad (reservorio primario), el que estuvo asociado principalmente con actividad sísmica de tipo LVP e HB. El segundo reservorio más superficial, se ubicaría entre los 4 y 5 km de profundidad, relacionado principalmente con actividad sísmica de tipo VT e HB. Ambas cámaras se encontrarían bajo el CVCC, las que estarían siendo limitadas espacialmente por las estructuras del graben (sectores norte y sur); por la traza principal de la FLO hacia el este (valle del Río Contrafuerte) y por la Caldera Cordillera Nevada hacia el oeste. Datos publicados por Bohm et al, 2002 describen una discontinuidad denominada Pgl para el segmento sur, el que se encontraría ubicada a los 12 km de profundidad bajo el arco andino, dividiendo la corteza en una sección superior de composición más félsica, de otra inferior de composición intermedia. Los datos hipocentrales registrados durante la fase intrusiva del CVCC confirmarían dicha discontinuidad, sugiriendo que en esta última se estarían acumulando magmas con afinidad cortical. Tanto la migración vertical como lateral de los hipocentros registrados en la fase intrusiva, sumado a la solución de las inversiones, sugieren un ascenso magmático rápido, el que estuvo controlado principalmente por la estructura norte que limita el graben. Datos sísmicos registrados 72 horas antes de la erupción, mostraron una rápida migración de los hipocentros tanto vertical como horizontalmente, concentrándose en la intersección de la estructura norte que limita el graben con la FLO, logrando pronosticar la zona donde se llevaría a cabo la erupción (formación del cráter). Al realizar un análisis espectral y de forma de onda a las señales antes mencionadas, se pudo observar un enriquecimiento de bajas frecuencias de la actividad sísmica, lo cual podría suponer un predominio de la fase gaseosa en el sistema (nucleación de burbujas debido al ascenso de magmas, provocando un desequilibrio en el límite crítico de saturación), lo que conllevó a incrementar aún más los volúmenes de magma involucrados (expansión e incremento de presión en el sistema hidrotermal),

generando finalmente una advección por sobrepresión (Manga y Brodsky 2006) como agente que gatilló la erupción en el CVCC el 04 de junio de 2011. Finalmente, el acertado pronóstico que se pudo entregar horas antes de la erupción, nos llevo a validar tanto el modelo de velocidades utilizado, como a dar consistencia al análisis generado tanto por la ubicación, como la migración de los sismos y los procesos involucrados en la actividad volcánica. Referencias Bohm M.; Lüth S.; Echtler H.; Asch G.; Bataille K.; Bruhn C.;

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La erupción 2011-2012 del Cordón Caulle: antecedent es generales y rasgos notables de una erupción en curs o Luis E. Lara *(1); Álvaro Amigo (1); Carolina Silva (1); Gabriel Orozco (1); Daniel Bertin (1) (1) Programa de Riesgos Volcánicos, Servicio Nacional de Geología y Minería, Merced 22, Santiago, Chile * E-mail: lelara@sernageomin.cl Resumen. El Cordón Caulle forma parte de unos de los conjuntos volcánicos más activos y peligrosos del país. La erupción en curso, iniciada el 4 de junio de 2011, ha evacuado ca. 1 km3 de magma riolítico y afectado vastos sectores de Chile y Argentina. Un adecuado manejo de la crisis, fuertemente respaldado en información científica oportuna, permitió reducir el impacto sobre la población. Los datos obtenidos durante el seguimiento del ciclo eruptivo plantean interrogantes sobre el sistema interno y los procesos que controlan los ciclos eruptivos. Su estudio inicial permitió mejores respuestas durante la crisis pero también abre interrogantes que alientan la investigación básica con el objetivo de mejorar la capacidad de respuesta en erupciones futuras. Palabras Claves: Cordón Caulle, evolución y peligros volcánicos, Andes del Sur. 1 Introducción El Cordón Caulle forma parte de un complejo volcánico integrado, además, por el volcán Puyehue y la caldera cordillera Nevada. El registro eruptivo del complejo se extiende al Pleistoceno Medio, con unidades datadas en ca. 450 ka (Lara et al., 2006a) pero la actividad holocena se ha concentrado fundamentalmente en el volcán Puyehue y en el Cordón Caulle (Lara et al., 2006; Lara y Moreno, 2006; Singer et al., 2008), este último el único con actividad histórica. Destacan dos erupciones fisurales ocurridas en el siglo XX, en los años 1921-22 y 1960. En la evolución de este complejo, los productos volcánicos exhiben un amplio rango composicional incluyendo desde basaltos a riolitas. El estilo ha fluctuado entre erupciones efusivas y eventos explosivos del tipo pliniano, estos últimos asociados con la evacuación de magma riodacítico y riolítico (Lara y Moreno, 2006; Lara et al., 2006). Tal como en la erupción en curso, las erupciones precedentes evacuaron magma riodacítico (70% SiO2). En este trabajo se hace una revisión general de la erupción y se presentan los tópicos más específicos desarrollados en contribuciones complementarias de esta. 2 Contexto estructural y arquitectura del

Cordón Caulle El Cordón Caulle corresponde morfológicamente a una

depresión cuyo origen ha sido asociado con la tectónica del arco volcánico (Lara et al., 2006b) que alberga un importante campo geotérmico (Sepúlveda et al., 2004) y que ha demostrado ser sensible a perturbaciones externas de origen tectónico (Lara et al., 2004). Los centros emisores del Cordón Caulle, todos ellos monogénicos, se distribuyen ampliamente en una franja de 15 km de longitud y 4 de ancho, situándose tanto próximos a las paredes del graben como al interior de la misma depresión. Desde estos sitios han sido evacuados mayoritariamente magmas riodacíticos y riolíticas dando forma a conspicuos domos, lava-domos y coladas fisurales.

Figura 1. Mapa geológico del Complejo Volcánico Puyehue- Cordón Caulle (Lara y Moreno, 2006). Se indica el centro de emisión formado durante el presente ciclo eruptivo. 3 Evolución del ciclo eruptivo 3.1 Sismicidad precursora y reactivación Según los antecedentes disponibles (www.sernageomin.cl), el Observatorio Volcanológico de los Andes del Sur detectó sismicidad sobre el nivel de base a partir de abril 2011 que progresivamente definía un área epicentral en el Cordón Caulle. Al menos 3 eventos M>3 ocurrieron en ese mes, seguidos de

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enjambres de eventos de menor magnitud. Antes, desde el año 2007, se había reportado sismicidad difusa que incluía parte del grupo Carrán-Los Venados situado al NE y el entorno de la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (ZFLO), situada al este y cuya traza principal correspondería al valle del río Nilahue. Durante mayo, algunos eventos superaron M4 y a inicios de junio aparecen sismos híbridos y de largo período que sugieren fuertemente la presencia de magma cerca de la superficie. Un día antes de la erupción, los enjambres aumentaron en número (hasta 25 eventos/hr) e intensidad hasta alcanzar un umbral que obligó a elevar el nivel de alerta a Amarillo. La situación escaló a un enjambre más energético alrededor de 8 horas antes del inicio de la erupción, cuya inminencia determinó elevar a alerta roja enviando el correspondiente reporte a las autoridades para la coordinación efectiva de la respuesta. 3.2 Inicio de la erupción y desarrollo de la fase

explosiva A las 15:45 hrs. (19:15 UTC) del 4 de junio de 2011 una columna de alredor de 10-12 km de altura daba inicio a la fase explosiva dispersando el penacho al sureste. El máximo desarrollo de esta fase ocurrió en las primeras 27 hrs. (4-5 junio) con columnas que habrían alcanzado los 15 km de altura generando un depósito de hasta 2 m de espesor en la zona proximal del territorio chileno. Una segunda etapa habría ocurrido durante los dos días siguientes (6-7 junio) con un corto período de dispersión al noreste. Un volumen de ca. 0,25 km3 (DRE) de tefra silícea (70% SiO2; Silva et al., 2012) fue evacuado en esta fase a partir de una columna plinianas (Amigo et al., 2012). Un cono de piroclastos pumíceo fue construido durante este período en el centro de emisión. La evacuación de ceniza continuó durante la fase efusiva a partir de columnas bajas e intermitentes (Bertin et al., 2012a) cuya ocurrencia desaparece en marzo 2012. 3.3 Desarrollo de la fase efusiva El día 15 de mayo, la sismicidad presentó cambios significativos manifestados en la aparición de un tremor espasmódico al tiempo que los eventos discretos se reducían en número y magnitud. Una semana más tarde (20 junio), las condiciones meteorológicas permitían corroborar la presencia de una lava de bloques que rellenaba la depresión interna del Cordón Caulle. Pocos días antes (17 junio), una imagen TerraSAR X ya permitía reconocer la presencia del flujo que avanzaba a tasas superiores a 30 m3/seg. La máxima tasa de emisión (ca. 80 m3/seg) se habría alcanzado al principio de julio, casi un mes después del inicio de la erupción (Bertin et al., este congreso). A partir de ese momento se inicia una progresiva disminución de la tasa de emisión hasta alcanzar un mínimo de ca. 6 m3/seg a principios de octubre. A partir de ese momento, el avance parece estabilizarse con tasa cercana a 14 m3/seg.

3.4 Peligros volcánicos e impacto El Complejo Volcánico Puyehue-Cordón Caulle ocupa el séptimo lugar en un ‘ranking’ de peligro y exposición asociado a los 95 volcanes activos del territorio nacional (Lara et al., 2011). Y aun cuando no registra erupciones de envergadura superior, existen vestigios de erupciones plinianas generadas en el Cordón Caulle como en el volcán Puyehue. Desde este punto de vista, los escenarios de peligro más importantes se relacionan con la dispersión de ceniza y la removilización de ese material. El escurrimiento de lava, las proyecciones balíticas o los flujos piroclásticos de menor volumen solo tienen potencial de afectar a la zona proximal, en un radio inferior a los 5 km del centro emisor. 4 Manejo de la crisis En la fase de incubación, el acertado análisis de la sismicidad permitió generar alertas con ventanas temporales que permitieron una adecuada respuesta. Al mismo tiempo, se disponía ya de evaluaciones del peligro volcánico generadas con modelos de dispersión de partículas e inundación por lahares que permitían identificar las zonas expuestas. Una vez iniciado el ciclo eruptivo, los modelos de dispersión fueron ejecutados con ventanas de anticipación de 24 hrs. permitiendo una adecuada respuesta. A su vez, la identificación de las áreas inundables en el curso del río Nilahue sustentó la evacuación preventiva iniciada el mismo día del inicio del ciclo. Dos semanas más tarde, cuando la fase explosiva había declinado, nuevas evaluaciones del peligro permitieron acotar el área expuesta y revertir la evacuación. El principal impacto de la erupción se asocia evidentemente a la fase explosiva que acumuló grandes volúmenes de tetra tanto en la zona fronteriza de Chile (Paso Cardenal Samoré) como en las localidades argentinas situadas a esa latitud. Por otra parte, la actividad explosiva intermitente que acompañó a la fase efusiva generó, en condiciones meteorológicas desfavorables con dispersión al oeste, episodios que perturbaron temporalmente el tráfico aéreo en Chile generando también molestias a los habitantes de los poblados cercanos. 4 Aspectos científicos sobresalientes Esta erupción presenta interesantes puntos que merecen atención y que forman parte de las contribuciones citadas en esta revisión. En primer lugar la capacidad de pronóstico desplegada a pesar de las limitaciones de la red instrumental vigente a la fecha de su inicio y el desconocimiento de la estructura interna del sistema. La relación con el sistema hidrotermal y la actividad de las fallas requiere mayor atención. Por otra parte, los modelos de dispersión demostraron ser una herramienta

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útil en el manejo de la crisis pero requieren mayor refinamiento tanto en el proceso mismo como en los datos de control de terreno que los validan y cuya obtención es fundamental durante la fase más álgida. Asimismo, la dinámica de las columnas eruptivas bajas (usualmente más allá de las capacidades de los modelos de advección-difusión más comunes) resulta ser un tópico interesante debido al impacto, aunque de menor intensidad, que causan en su entorno. La naturaleza del magma evacuado plantea también una serie de interrogantes. Según Costa et al. (2011), las condiciones preeruptivas indicarían que el magma riolítico habría ascendido rápidamente hasta la superficie desde un reservorio situado en la corteza inferior. Más aun, la extraordinaria similitud con los magmas evacuados en la erupciones de 1921-22 y 1960 sugiere que ellos provienen de un reservorio común que habría permanecido en condiciones estables por casi 100 años sin nuevos ingresos de magma no diferenciado. Por último, aunque no menos importante, la información provista por los sensores remotos ha sido importante para el seguimiento de la erupción pero también para comprender la dinámica interna de los procesos y su acoplamiento con los rasgos observables.

Figura 2. Fotografía tomada el XX de marzo. Se aprecia cono de piroclastos y lava de bloques riodacítica.

Agradecimientos Numerosos colaboradores del Programa de Riesgo Volcánico de Sernageomin permitieron aumentar nuestra capacidad en el seguimiento de esta erupción y forman parte del esfuerzo de más largo plazo orientado a aprender sobre los procesos identificados en ella. Entre ellos Robert Metzig (DLR, Alemania); John Pallister y Julie Griswold (USGS, EE.UU.); Fidel Costa (EOS Nanyang Technological University); Laura Connor (USF, EE.UU); Matt Pritchard (Cornell University); Fred Prata (NILU, Noruega); Simon Carn (Michigan Tech, EE.UU.); Robert Simmon (NASA Earth Observatory, EE.UU). Dedicamos esta modesta síntesis, y todas las contribuciones relacionadas, a las personas afectadas por la erupción, particularmente aquellas desplazadas de sus comunidades de origen. Anticipar los escenarios y evaluar precisamente el impacto, sin subestimarlo pero tampoco sobreestimándolo, es nuestro objetivo principal. Esta contribución cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería. Referencias Amigo, A.; Bertin, D.; Orozco, G.; Silva, C.; Lara, L.E. 2012.

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Bertin, D.; Amigo, A.; Lara, L.E.; Orozco, G.; Silva, C. 2012a.

Erupción del Cordón Caulle 2011-2012: Evolución fase efusiva. In XIII Congreso Geológico Chileno, actas.

Bertin, D.; Amigo, A.; Lara, L.E.; Orozco, G.; Silva, C. 2012b.

Erupción del Cordón Caulle 2011-2012: columnas bajas. In XIII Congreso Geológico Chileno, actas.

Costa, F.; Lara, L.E.; Singer, B. 2011. A tectonic control on the

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Orozco, G.; Lara, L.E.; Amigo, A.; Silva, C.; Bertin, D. 2012.

Evaluación de peligros volcánicos durante períodos de crisis: ejemplo del Cordón Caulle 2011-2012. In XIII Congreso Geológico Chileno, actas.

Silva 2012

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Volatile budget of the 2011 Cordón Caulle eruption, Southern Volcanic Zone, Chile Felipe Aguilera* 1, Francisco Gutierrez 2, Severine Moune 3, Simon Carn 4, Pablo Sánchez 2, Claudia Bucarey 5, Cristian Tambley 6, Joaquín Bastías 2 1 Departamento de Geología, Universidad de Atacama, Chile 2 Departamento de Geología, Universidad de Chile, Chile 3 Laboratoire Magmas et Volcans, OPGC-UBP-CNRS, Clermont-Ferrand, France 4 Department of Geological and Mining Engineering and Sciences, MTU, Houghton, USA 5 Observatorio Volcanológico de los Andes del Sur (OVDAS), SERNAGEOMIN, Temuco, Chile 6 Campoalto Operaciones, Santiago, Chile *E-mail: felipe.aguilera@uda.cl Abstract. Cordón Caulle, a basaltic to rhyolitic volcanic complex that hosts diverse monogenetic volcanic centres, started to erupt 4 June 2011 producing ∼11 km eruptive column above the crater. Subsequently, a permanent ash plume (2-7 km altitude) has been emitted, decreasing considerably in ash content and altitude (< 2 km). Three different approaches (melt inclusions, microprobe analysis and satellite imagery) have been used to assess the volatile budget. Melt inclusions and microprobe analysis in pumice samples (72 wt% SiO2) gave consistent results for S, Cl and F. Similar volatile concentrations were estimated both melt inclusions and satellite data (OMI and AIRS), suggesting that ~0.2Mt of SO2 were released from the initial explosive phase. Key Words: Melt Inclusion, Satellite Data, Microprobe analysis, Cordón Caulle 1 Introduction Estimates of volatile budgets for volcanic eruptions are often based on volatile concentrations measured in melt inclusions (MIs) versus groundmass glass (e.g. Gurenko et al., 2005, Moune et al., 2007) and on measurements made by direct sampling and remote sensing techniques (e.g. Aiuppa et al., 2004). The eruption from the Cordón Caulle volcanic complex began on 4 June 2011 and produced a 5-km-wide ash-and-gas plume that rose to an altitude of ∼11 km above the crater. Subsequently, the eruption produced an ash plume which altitude has varied between 7 and 2 km above the crater. Since February 2012 the activity has decreased considerably, with columns characterized by less ash contents and an altitude that range between 2 and 0.4 km above the crater. We used three different approaches to assess the volatile budget (MIs, microprobe analysis and satellite imagery), how the volatile content of the magma controls the explosivity of such an eruption.

2 Geological setting Cordón Caulle – Puyehue (40.590ºS – 72.117ºW, 2,236 m a.s.l.) is a Late Pleistocene to Holocene NW-SE elongate (13 km long and 6 km wide) volcanic chain that hosts a series of monogenetic volcanic centres (pumice cones, lava-domes and fissure vents) (Fig. 1). A wide composition of lava and pyroclastics products is present, ranging between basalts to rhyolites (48–72% SiO2; Gerlach et al., 1988). Along the southwestern border, the so-called Cordón Caulle Fissure (Moreno, 1977), historic fissure eruptions occurred in the years 1921–1922 and 1960. Among of thermal manifestations occur along Cordón Caulle (Fig. 1), characterized by presence of fumaroles, steaming ground, boiling pools, bubbling pools, mud pools, geysers and springs.

Figure 1. Location map of the study zone. 3. Results and discussion Pumice samples were collected on June 18th along Puyehue international road, located ∼25 km SE from eruptive centre. Volatile (S, Cl, F) and major element

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concentrations were measured in MIs trapped in plagioclase (An54-56) and pyroxene (Mg#39-44) phenocrysts and also in groundmass. Homogeneous dacitic to rhyolitic compositions were observed in the MIs with maximum concentrations up to 160 ppm S, 2,600 ppm Cl and 800 ppm F. Consistently, microprobe analysis of glass from pumice samples indicate a rhyolitic composition (72 wt% SiO2) with maximum concentrations of volatiles up to 255 ppm SO3, 2,205 ppm Cl and 163 ppm F. The difference between the maximum volatile concentrations in the MIs and those measured in the groundmass indicates that ~0.2Mt SO2, 0.5Mt HCl and 0.3Mt HF were released into the atmosphere during the Cordon Caulle eruption. Similarly, satellite remote sensing data from instruments in NASA’s A-Train spacecraft constellation, including the Ozone Monitoring Instrument (OMI) on Aura and the Atmospheric Infrared Sounder (AIRS) on Aqua, indicate a total SO2 emission of ~0.2 Mt from the initial explosive phase of the 2011 Cordon Caulle eruption. Acknowledgments This work has been supported by Departamento de Geología (Universidad de Atacama) internal funds (FA) and PBCT-PDA07 (FG). The group is warmly grateful of Cristobal Bayer and Alex Barría for their help during the field trip. References Aiuppa, A., Burton, M., Murè, F., Inguaggiato, S. 2004.

Intercomparison of volcanic gas monitoring methodologies performed on Vulcano Island, Italy. Geophysical Research Letters 31: L02610, doi:10.1029/2003GL018651

Gerlach, D., Frey, F., Moreno, H., López-Escobar, L. 1988. Recent

volcanism in the Puyehue-Cordón Caulle region,Southern Andes, Chile (40S, 5S): petrogenesis of evolved lavas. Journal of Petrology 29: 333–382

Gurenko, A., Belousov, A., Trumbull, R., Sobolev, A. Explosive

basaltic volcanism of the Chikurachki Volcano (Kurile arc, Russia): Insights on pre-eruptive magmatic conditions and volatile budget revealed from phenocryst-hosted melt inclusions and groundmass glasses. Journal of Volcanology and Geothermal Research 147: 203–232

Moreno, H. 1977. Geología del área volcánica de Puyehue-Carrán en

los Andes del sur de Chile. Memoria de Título. Universidad de Chile, Departamento de Geología, Santiago, Chile, p. 170

Moune S, Sigmarsson O, Thordarson T, Gauthier PJ (2007) Recent

volatile evolution in the magmatic system of Hekla volcano, Iceland. Earth Planet. Sci. Lett. 255: 373-389.

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Evaluación de peligros volcánicos durante períodos de crisis: ejemplo del Cordón Caulle 2011-2012 Gabriel Orozco*, Luis E. Lara, Álvaro Amigo, Caroli na Silva, Daniel Bertin. Programa de Riesgo Volcánico (PRV), Servicio Nacional de Geología y Minería, Merced 22 of. 701, Santiago, Chile * E-mail: gabriel.orozco@sernageomin.cl Resumen. Durante la crisis eruptiva del Complejo Volcánico Puyehue-Cordón Caulle (CVPCC), iniciada el 4 de junio de 2011, se implementó un nuevo sistema integrado para la evaluación objetiva de peligros volcánicos de corto plazo. Utilizando diversas herramientas de modelación y la selección de parámetros confiables provenientes del registro histórico y de las mediciones realizadas en terreno, se consiguió acotar la magnitud de los escenarios esperados, además de determinar con un buen nivel de correlación la localización y extensión de las zonas susceptibles al impacto por procesos específicos. Palabras Claves: Cordón Caulle, Peligro Volcánico, Manejo de crisis. 1 Introducción En el transcurso de una crisis eruptiva, la evaluación objetiva de los peligros volcánicos a corto plazo, constituye una herramienta necesaria para determinar tempranamente la magnitud de los problemas relacionados. Al restringir el rango de escenarios y sus respectivas magnitudes, se consigue promover la eficacia en la prevención y mitigación de los desastres. En esa dirección, el Programa de Riesgo Volcánico de SERNAGEOMIN incorporó una metodología sistemática para el análisis de los procesos involucrados en el ciclo eruptivo del Complejo Volcánico Puyehue-Cordón Caulle (CVPCC; 40,5°S – 72,2°W), iniciado el mes de junio de 2011, integrando antecedentes históricos, elementos de análisis y modelación numérica, pronósticos meteorológicos, control de terreno y análisis de imágenes satelitales. En esta contribución, se presenta el progresivo desarrollo de los reportes generados en función de los distintos niveles de información disponible, intensidad de la actividad eruptiva y evolución de los escenarios. 2 Evaluación de peligros durante la crisis 2.1 Fase pre-eruptiva A fines del mes de abril, SERNAGEOMIN reportó un aumento en la sismicidad en la zona del Cordón Caulle elevándose el nivel de alerta a Amarilla (erupción en semanas/meses). En consecuencia, inicialmente se analizan

los procesos que típicamente generan impactos de mayor alcance, tales como la dispersión atmosférica de partículas, y la inundación por lahares generados en las principales cuencas aledañas al CVPCC. Para analizar el proceso de dispersión atmosférica se utiliza, en primera instancia, el modelo PUFF (Searcy et al., 1998), que calcula trayectorias de partículas transportadas en la atmósfera. Para determinar las zonas susceptibles de inundación por lahares, se emplea el software LAHARZ (Schilling, 1998), que incorpora criterios estadísticos para relacionar las áreas inundables con el volumen del flujo. En estas condiciones, se seleccionaron datos de entrada provenientes de registros eruptivos históricos, tanto de éste como de otros volcanes de la región. Frente a la intensificación del enjambre sísmico, el sábado 4 de junio se declara la alerta Roja, anunciando la inminencia de una erupción varias horas antes de su inicio. 2.2 Fase explosiva (4 al 15 de junio) El ciclo eruptivo se inicia pasado el mediodía del 4 de junio con una fase explosiva en la cual se desarolla una columna eruptiva pliniana de aproximadamente 15 km de altura. Frente a ese escenario, se compromete la generación y distribución de pronósticos de dispersión y acumulación de tefra con una frecuencia de 6 horas. Para esto se recurre al modelo ASHFALL (Hurst, 1994), que utiliza la altura de la columna eruptiva como parámetro principal de entrada, además de las condiciones atmosféricas y una granulometría característica (Amigo et al., 2012) A pocos días de iniciada la erupción, el análisis de imágenes TerraSAR-X hizo posible determinar con mayor nivel de exactitud la localización del centro de emisión, en las cercanías del curso superior del río Nilahue. Esta información permitió acotar la posibilidad de ocurrencia de procesos primarios a algunos sectores, con lo que se redujo la zona de exclusión recomendada, permitiendo el regreso de una parte importante de la población evacuada inicialmente. Asimismo, esta localización permitió situar mejor la fuente en los modelos de dispersión. Además, se logra incorporar el análisis objetivo de las zonas susceptibles de ser afectadas por flujos y oleadas piroclásticas utilizando conos de energía (H/L) y escenarios esperables de colapso de columnas eruptivas similares a las desarrolladas en esos momentos.

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2.3 Fase efusiva (15 de junio en adelante) La aparición de una señal de tremor armónico, junto con la disminución de la altura de la columna eruptiva, sugieren el inicio de la fase efusiva, confirmada en una imagen TerraSAR-X del 17 de junio y confirmada posteriormente en un sobrevuelo efectuado el día 20 del mismo mes. A partir de ese momento, mediante análisis de múltiples imágenes satelitales, se realiza un seguimiento del avance del frente de lava, logrando estimar periódicamente el volumen y su tasa de emisión (Fig. 1).

Figura 1. Evolución de la fase efusiva, iniciada a mediados de junio de 2011 (Bertin et al., 2012) 3 Discusión y comentarios 3.1 Confiabilidad de los resultados Los resultados de la modelación de procesos son a menudo sometidos a comprobación. Éstos se confrontan con información de terreno e imágenes satelitales, para luego ajustar la calibración de los parámetros de entrada. Por ejemplo, para comprobar la confiabilidad de los

pronósticos de dispersión de piroclastos se realizan comparaciones con imágenes satelitales que indican la dirección de transporte de partículas, y se estudian en terreno las secciones estratigráficas necesarias. En este caso, se aprecian buenas correlaciones para columnas elevadas (Fig. 2), mientras que la confiabilidad disminuye para columnas eruptivas de baja altura (<5 km) ya que el modelo de pronóstico pierde exactitud y aumentan los efectos locales.

Figura 2. (A–C) Pronósticos generados el 4 de junio con el modelo ASHFALL a 4, 19 y 28 horas, y su posterior comprobación con imágenes GOES. (D) Control de terreno de los depósitos de esta fase. 3.2 Impacto Debido a la necesidad e importancia de la generación de esta información y su oportuna distribución, SERNAGEOMIN ha suscrito un nuevo protocolo con la Oficina Nacional de Emergencia (ONEMI), donde se regulan los roles y responsabilidades, tipos de alerta, formatos de reporte, mecanismos de traspaso de información y coordinación entre ambas instituciones. En particular, los reportes incorporan ahora mapas de peligro simplificados (Fig. 3) y los pronósticos de dispersión y acumulación ya son requeridos de manera rutinaria. Agradecimientos Esta contribución es un aporte al Programa de Riesgo Volcánico y cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería. Referencias Amigo, A.; Bertin, D.; Orozco, G.; Silva, C.; Lara, L.E. 2012.

Pronósticos de dispersión y acumulación piroclástica durante la erupción del Cordón Caulle, Junio 2011. In XIII Congreso Geológico Chileno, actas.

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Bertin, D.; Amigo, A.; Lara, L.E.; Orozco, G.; Silva, C. 2012a. Erupción del Cordón Caulle 2011-2012: Evolución fase efusiva. In XIII Congreso Geológico Chileno, actas.

Searcy, C., Dean, K., Stringer, W., 1998, PUFF: A Lagrangian

Trajectory Volcanic Ash Tracking Model, Journal of Volcanology and Geothermal Research (80) 1-16.

Schilling, S.P., 1998, LAHARZ: GIS Programs for Automated Mapping of Lahar-inundation Hazard Zones: U.S. Geological Survey Open-File Report 98-638.

Hurst, A.W., 1994, ASHFALL – A Computer Program for estimating

Volcanic Ash Fallout. Report and Users Guide. Institute of Geological & Nuclear Sciences Science Report 94/23. 22 p.

Figura 3. Síntesis de las representaciones cartográficas de las zonas susceptibles de ser afectadas directamente por procesos catastróficos. Los paneles de la esquina superior izquierda de cada mapa indican su fecha de confección, y el color corresponde al nivel de alerta mantenido por SERNAGEOMIN en esa fecha.

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Caracterización de los principales productos erupti vos emitidos durante la erupción del Complejo Volcánico Puyehue-Cordón Caulle 2011-2012 Carolina Silva Parejas*, Luis E. Lara, Álvaro Amigo , Daniel Bertin, Gabriel Orozco Programa de Riesgo Volcánico, Red Nacional de Vigilancia Volcánica, Servicio Nacional de Geología y Minería, Merced 22 of.701, Santiago, Chile *E-mail: carolina.silva@sernageomin.cl Resumen. La actual erupción del Complejo Volcánico Puyehue-Cordón Caulle (CVPCC) se inició el 4 de junio de 2011. Todos los productos eruptivos emitidos hasta ahora exhiben una composición química similar entre sí, que a su vez es semejante a los productos de las erupciones históricas de 1921-22 y 1960. En efecto, tanto el material piroclástico como la lava son de composición riodacítica (67-70 % SiO2). Palabras Claves: Cordón Caulle, erupción 2011-2012, riodacitas 1 Introducción Durante la primera fase eruptiva de la actual erupción del Cordón Caulle, una columna pliniana de ca. 15 km de altura con una duración de ca. 27 horas generó potentes depósitos de tefra en Chile y Argentina con un volumen estimado en 0,8-0,9 km3 (Amigo et al., 2012). Luego de esta fase paroxismal, la altura de columna rápidamente decreció y a partir del 15 de junio comenzó la segunda fase eruptiva, caracterizada por la emisión de una lava de bloques que ya ha cubierto un área comparable a los flujos de lava de 1960 y ha alcanzado un volumen estimado de 0,45 km3, acompañada de penachos débiles pero persistentes (Bertin et al., 2012a y b). El objetivo de esta contribución es presentar los resultados de un estudio preliminar de comparación textural y geoquímica de todos los productos emitidos durante esta erupción, el cual fue realizado durante la crisis con el fin de apoyar en el manejo de la emergencia. Especial énfasis fue puesto en comprender la variedad textural y de color del material juvenil emitido durante la fase explosiva, ya que cualquier cambio en el mecanismo eruptivo, evidenciado en el material emitido, habría tenido consecuencias en los escenarios de peligro volcánico que se estaban evaluando. 2 Descripción de los depósitos Durante la fase paroxismal (4 a 6 de junio), se depositaron 2 unidades de tefra ampliamente reconocibles en terreno. Primero, durante los días 4 y 5 de junio se emitió la mayor parte del volumen total de la fase explosiva, depositándose

una gruesa capa de grano grueso compuesta de al menos 3 horizontes con gradación inversa, ricos en pómez y líticos accidentales, incluyendo variedades volcánicas, granitoides, algunos alterados y raramente obsidiana. Durante los días 5 y 6 de junio, se depositó una capa de grano más fino, masiva, compuesta por abundantes pómez y muy escasos líticos. Si bien existen indicaciones de la posible ocurrencia de flujos piroclásticos menores en esta etapa (e.g. troncos quemados transportados por el río), no se han observado depósitos de flujo piroclástico en terreno asociados a esta erupción. Durante la fase paroxismal de la erupción, el material juvenil consistió en pómez muy vesiculares blancas y otras muy escasas bandeadas de color gris oscuro-blanco. Sin embargo, entre los días 8 y 10 de junio, el río Nilahue cuya cabecera se encuentra próxima al centro de emisión, presentó un notable cambio de coloración tornándose sus aguas de color pardo oscuro, al tiempo que transportaba bombas vesiculares negras, bombas bandeadas blanco-negro y bombas vesiculares pardas con corteza de obsidiana. 3 Metodología y resultados Los productos emitidos durante la fase explosiva y efusiva fueron observados mediante lupa binocular, microscopio óptico y electrónico de barrido (SEM), y sometidos a análisis EDS, XRF e ICP-MS. Se utilizó microscopio electrónico de barrido JEOL JSM-5410 del Departamento de Ingeniería Metalúrgica de la USACH y microscopio electrónico de barrido Carl Zeiss EVO-MA10 del Laboratorio de SERNAGEOMIN. Análisis DRX y análisis químico de roca total mediante ICP fueron realizados en el Laboratorio de SERNAGEOMIN. Los resultados químicos (ICP y EDS) indican que todos los tipos de fragmentos juveniles observados durante la fase explosiva y la lava de la fase efusiva, son composicionalmente indistinguibles entre sí, exhibiendo una composición química homogénea riodacítica (67-70 % SiO2), la cual es además indistinguible de aquella observada por los productos (lava y pómez) emitidos durante las erupciones de 1921-22 y 1960.

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Tanto los piroclastos como la lava son también mineralógicamente similares. Ellos son muy pobres en fenocristales (ca. 3%), fundamentalmente piroxeno, plagioclasa y óxidos de Fe-Ti. En cuanto a las texturas de las bombas, se observa que las bandas blancas son más finamente vesiculadas que las bandas oscuras y bombas oscuras, las cuales exhiben grandes y profundas vesículas. A partir del equilibrio entre fenocristales, Costa et al. (2011) estimaron una temperatura preeruptiva de ca. 920ºC a una fugacidad de oxígeno cercana al buffer QFM. La mayor parte de la plagioclasa es pobre en anortita (ca. 40 %mol) aunque algunos ejemplares contienen núcleos reabsorbidos más ricos en Ca. El equilibrio plagioclasa-líquido permite inferir ca. 4% de agua en el fundido (Costa et al., 2011). 4 Discusión y conclusiones La primera fase eruptiva de la erupción del Cordón Caulle durante los días 4 y 5 de junio de 2011 fue altamente explosiva y habría ocurrido a través de 3 pulsos rápidos y voluminosos con abundante participación de magma juvenil muy vesiculado (pómez) e importante erosión del conducto (unidad inferior rica en líticos). Luego, durante el 5 y 6 de junio, la erupción se habría desarrollado a partir de un conducto ya abierto que permitió la salida casi exclusiva de pómez (unidad superior magmática). En una primera aproximación, variedades oscuras y bandeadas de bombas podían sugerir la posible participación de un magma máfico, abriendo nuevos escenarios en términos del mecanismo eruptivo. En efecto, la ocurrencia de pómez bandeadas ha sido interpretada como evidencia de mezcla incompleta de magmas en numerosos volcanes de arco constituyendo uno de los mecanismos catalizadores clásicos del volcanismo explosivo (por ejemplo, para la erupción de 1991 del volcán Hudson; Naranjo et al., 1993; Kratzmann et al., 2008). Sin embargo, en este caso la similitud química entre todas las variedades de bombas, permitió descartar que tanto las bombas oscuras como las bandas oscuras en las bombas bandeadas correspondieran a otra variedad composicional pobre en sílice. Como consecuencia, un mecanismo de mezcla de magmas no permitió explicar las diferentes características de los productos observados en la erupción del Cordón Caulle. Alternativamente, diferencias texturales en vesicularidad y forma de vesículas podrían explicar la variación de color entre bombas químicamente homogéneas de la etapa explosiva. La homogeneidad química del magma durante el siglo XX y comienzos del siglo XXI en el Cordón Caulle es un rasgo sobresaliente en este complejo volcánico e indica

condiciones estables de su sistema magmático en ese período. Agradecimientos Se agradece a Gladys Olivares del Departamento de Ingeniería Metalúrgica de la USACH por su diligencia en la realización de análisis SEM. A Diego Morata, por asesoría en interpretación de análisis EDS. A Eugenia Fonseca, jefa del Laboratorio de SERNAGEOMIN por su diligencia en análisis DRX. A Juan Bustamante, jefe del Laboratorio Químico de SERNAGEOMIN por los análisis químicos ICP y Marco Suárez del Laboratorio de SERNAGEOMIN por los análisis SEM y EDS. Esta contribución cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería.

Figura 1. Fotografía de bomba bandeada emitida por el Cordón Caulle entre el 8 y 10 de junio de 2011. Geoflex de escala.

Figura 2. Imagen de electrones secundarios (SE) de fracción fina de la unidad de tefra superior de la fase explosiva de la erupción del Cordón Caulle (5-6 junio 2011).

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Referencias Amigo, A.; Bertin, D.; Orozco, G.; Silva Parejas, C.; Lara, L.E. 2012.

Pronósticos de dispersión piroclástica y depósito de caída durante la erupción del Cordón Caulle, junio 2011. In XIII Congreso Geológico Chileno, actas.

Bertin, D.; Amigo, A.; Lara, L.E.; Orozco, G.; Silva Parejas, C.

2012a. Erupción del Cordón Caulle 2011-2012: Evolución fase efusiva. In XIII Congreso Geológico Chileno, actas.

Bertin, D.; Amigo, A.; Lara, L.E.; Orozco, G.; Silva Parejas, C.

2012b. Erupción del Cordón Caulle 2011-2012: columnas bajas. In XIII Congreso Geológico Chileno, actas.

Costa, F.; Lara, L.E.; Singer, B. 2011. A tectonic control on the origin and pre-eruptive conditions of the Cordon Caulle (Chile) 1921, 1960, and 2011 silicic eruptions. In AGU Fall Meeting, abstracts.

Lara, L.E.; Amigo, A.; Silva, C.; Orozco, G.; Bertin, D. 2012. La

erupción 2011-2012 del Cordón Caulle: antecedentes generales y rasgos notables de una erupción en curso. In XIII Congreso Geológico Chileno, actas.

Kratzmann, D., Carey, S., Scasso, R. and J. Naranjo, 2008.

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Naranjo, J.A.; Moreno, H.; Banks, N. 1993. La erupción del volcán

Hudson en 1991 (46°S), Región XI, Aisén, Chile. Servicio Nacional de Geología y Minería, Boletín, No. 44, 50 p.

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Actividad sísmica relacionada con la erupción del Complejo Volcánico Cordón Caulle – Chile, Junio 4 d e 2011 Carlos Cardona* 1, Daniel Basualto 1, Luis Franco 1, Fernando Gil 1, Alberto Valderrama 1. 1 Observatorio Volcanológico de los Andes del Sur, OVDAS – Sernageomin. *E-mail: carlos.cardona@sernageomin.cl Resumen . En el Complejo Volcánico Cordón Caulle (CVCC), después de 50 años de relativa calma, el 4-jun-2011 (18:26GMT), ocurrió un nuevo episodio eruptivo. Una fase subpliniana explosiva (VEI=3-4) desarrolló una columna eruptiva de 13Km de altura, 12 días después, flujos de lava riolíticos fueron emitidos. La actividad sísmica precursora y aquella que acompañó la erupción, fueron registradas con sismómetros de banda ancha, localizadas entre 9-20Km del centro de emisión. La secuencia sísmica fue la siguiente: 1-En abril, sismos híbridos profundos fueron registrados, caracterizados por una componente de muy baja frecuencia, localizados al NW del CVCC. Inversiones de onda, sugieren un mecanismo CVLD con volumetrías en su fuente. 2-A finales de mayo se observó una migración de la actividad HB al costado E del CVCC, con hipocentros más superficiales. 3-Posteriormente, una mezcla de eventos VT, LP, HB y Tremor fueron registrados, con una dominancia de eventos asociados con movimiento de fluidos volcánicos, horas previas a la erupción la tasa sísmica fue del orden de 200 eventos/hora. 4-Tremor espasmódico de baja frecuencia fue registrado acompañando la fase explosiva de la erupción. 5-En junio 16, comenzó a registrarse tremor armónico de baja frecuencia, siendo plenamente correlacionado con la extrusión de lavas hacia superficie. Palabras claves: Señales sísmicas volcánicas, Erupción explosiva, Lavas riolíticas, Tremor de baja frecuencia. 1. Introducción El complejo volcánico Cordón Caulle (CVCC) está localizado al sur de Chile en las coordenadas geográficas (40° 31’ latitud S y 72° 8’ longitud W), Los más recientes eventos eruptivos ocurrieron en los años de 1922 y 1960. En el año 2011, luego de 50 años de relativo reposo, inició una nueva fase eruptiva, donde posterior a la ocurrencia de una erupción VEI 3-4, fueron emitidos flujos de lava ríolíticos hacia superficie. Tomando como base el registro de 8690 eventos sísmicos, ocurridos de enero - julio de 2011, que constituyen las etapas pre, sin y post eruptiva del complejo volcánico, se realiza una cronología sísmica de la erupción (figura 1). 2. Cronología sísmica de la erupción 2.1 Fase Intrusiva, sismos VT y HB profundos.

Durante los años 2007 a 2009, se registraron una serie de pequeños enjambres de sismos volcano-tectónicos (VT) con ubicaciones epicentrales en el sector del complejo, sin embargo los síntomas más claros de actividad sísmica anómala en el CVCC comenzaron en marzo de 2011, con la aparición de una serie de eventos VT e Híbridos (HB), siendo algunos de ellos sensibles, y en un área de ocurrencia ubicada hacia el sector NW del CVCC, con profundidades entre los 5 y 10 km (figura 2), limitados al interior de una estructura tipo graben descrita en diversos trabajos geológicos (Lara y Moreno 2006a; Sepulveda., et al 2005; Lara., et al 2006b). Dichos eventos evolucionaron a exhibir una fase de muy baja frecuencia en su forma de onda con frecuencias inferiores a 0,1 Hz, catalogados como eventos tipo VLP (asociados con el tránsito de fluidos a través de los conductos volcánicos). Durante el mes de abril de 2011, la sismicidad aumentó tanto en tamaño como en ocurrencia, las magnitudes locales (ML) estuvieron enmarcadas en un rango que varió entre 2,6 y 4,4. En cuanto a las soluciones hipocentrales, se encontraron tres zonas: entre 10 a 12 km (al occidente del graben), entre 6 y 3 km (en el graben) y a nivel superficial (menor a 3 km; centro de emisión). La sismicidad VLP concentró su mayor ocurrencia, el día de la erupción. 2.2 Fase eruptiva Fase explosiva: A comienzos del mes de junio de 2011, la actividad sísmica del CVCC, se caracterizó por una migración de los epicentros sísmicos hacia el costado SE del complejo, siendo a la vez más superficiales (~1–5 Km), y por un aumento progresivo en su ocurrencia, energía sísmica liberada y magnitudes calculadas. La sismicidad se caracterizó por presentar una mezcla de orígenes involucrados en forma de enjambres sísmicos, registrándose sismos VT, LP, HB y TR en una misma ventana de tiempo, pero con una clara predominancia de orígenes asociados a la dinámica y tránsito de fluidos a través de los conductos volcánicos. Un seguimiento temporal al espaciamiento entre eventos sísmicos, realizado durante los tres últimos días previos a la erupción, muestra que para junio 2, la tasa de ocurrencia era de 30 eventos sísmicos por hora, evolucionando e incrementándose gradualmente; horas previas a la erupción se alcanzaron tasas de ocurrencia cercanas a 200 eventos por hora (Figura 3), siendo registrados aproximadamente 50 eventos con ML entre 3,0-4,0 y 12 eventos mayores a 4,0.

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Figura 1. Número y tipo de eventos registrados en el CVCC entre Enero

Figura 2. Localizaciones de sismos VT e HB entre Enero – Junio de 2011.

Figura 3. Evolución temporal de las tasas de ocurrencia sísmica en CCVC del 2 – 4 de Junio. Cada cruz infiere el promedio de separación entre eventos para ventanas de tiempo cada 10 minutos Finalmente en horas de la tarde del día 4 de Junio, se logró visualizar una columna eruptiva de aproximadamente 13 Km de altura, y unas horas después se recibieron reportes de caídas de ceniza en las localidades de Villa La Angostura y Bariloche, RepúblicaArgentina, situados a 50 y 100 km al SE del Crelación a la erupción, se lograron identificar varias señales altamente energéticas (~ 200 - 3000 cm2 de desplazamiento reducido), que iniciaseñal sísmica tipo LP seguida en su parte final de una

Número y tipo de eventos registrados en el CVCC entre Enero – Octubre de 2011.

sismos VT e HB en el CVCC,

Evolución temporal de las tasas de ocurrencia

4 de Junio. Cada cruz infiere el promedio de separación entre eventos para ventanas de tiempo

Finalmente en horas de la tarde del día 4 de Junio, se logró visualizar una columna eruptiva de

unas horas después se recibieron reportes de caídas de ceniza en las localidades de Villa La Angostura y Bariloche, República Argentina, situados a 50 y 100 km al SE del CVCC. Con

se lograron identificar varias 3000 µm/s, y ~150 iniciaron con una

en su parte final de una

señal acústica de alta frecuencia (27 segundos después del inicio de la señal sísmica, figura 4.clímax del proceso eruptivo estuvo suma de explosiones, las cuales iniciaron a las 01:00 HL del día 4 de junio, con un mayor carácter energético que se extendió por espacio de 14 horas, inmediatamente después de lo cual el sistema exhibió una relajación sísmica, donde las tasas de ocurrencia de las señales discretas decrecieron súbitamente a menos deventos/hora, siendo reemplazadas por el registro de una señal de tremor continuo espasmódico, el cual se asoció con la dinámica de la gran columna eruptiva generada.

Figura 4. Registro sísmico de 5 explosiones registradas el día de la erupción. Espectrograma y espectro representativo de la onda sísmica (azul) y acústica (roja) de una las explosiones. Fase explosiva menor y extrusión de material magmático en superficie: Posterior a la ocurrencia de la fase energética de la erupción, la sismicidprogresivamente descendiendo, e inmediatamente se registró un tremor espasmódico continuo, el cual se asoció con la dinámica de la columna eruptiva en superficie. A partir del 16 de junio, surgió un tremor armónico energético, con desplazahasta 150 cm2. Si bien este último se (espasmódico referido), fue posible diferenciar ambos, ya que el tremor armónico presentó un espectro con dos frecuencias dominantes principales en 1 y 2 Hz regularmente espaciados. Los dos tipos de tremor de

Octubre de 2011.

de alta frecuencia (27 segundos después , figura 4.). De esta forma, el

clímax del proceso eruptivo estuvo precedido por una suma de explosiones, las cuales iniciaron a las 01:00 HL

día 4 de junio, con un mayor carácter energético que se extendió por espacio de 14 horas, inmediatamente

el sistema exhibió una relajación sísmica, donde las tasas de ocurrencia de las señales discretas decrecieron súbitamente a menos de 10

siendo reemplazadas por el registro de una tremor continuo espasmódico, el cual se asoció

con la dinámica de la gran columna eruptiva generada.

Registro sísmico de 5 explosiones registradas el día

Espectrograma y espectro representativo de la onda sísmica (azul) y acústica (roja) de una las explosiones.

Fase explosiva menor y extrusión de material Posterior a la ocurrencia de la

fase energética de la erupción, la sismicidad discreta fue progresivamente descendiendo, e inmediatamente se

ó un tremor espasmódico continuo, el cual se asoció con la dinámica de la columna eruptiva en

A partir del 16 de junio, surgió un tremor armónico energético, con desplazamientos reducidos de

. Si bien este último se sumó al tremor ), fue posible diferenciar ambos, ya

armónico presentó un espectro con dos principales en 1 y 2 Hz

os dos tipos de tremor de

537

acuerdo a estudios de polarización y atenuación de amplitudes se encuentran localizados cercanos al centro de emisión a profundidades relativamente superficiales, variaciones temporales observadas de Qr factor de calidad de un sistema oscilatorio, Chouetpodrían corresponder con cambios en la fase liquida introducida en el sistema resonante. Este hecho fue corroborado al observar variaciones de las características de los dos tipos de tremor, ya que al tener variaciones temporales en la amplitud del tremor espasmódico, visualmente se correlacionaron plenamente con la dinámica en superficie de la columna eruptiva (cambios de altura y concentración de material particulado). A su vez, y en relación con las señales sísmicas de tremorarmónico, el inicio del registro de éste tipo de señales se relacionó plenamente con la extrusión de material5); un sobrevuelo realizado el día 17 junio, permitió observar flujos de lava, corroborando temporales observados.

Figura 5. Amplitud en µm/seg del tremor espasmódico (barras azules) y del tremor armónico (barras rojas). En la parte inferior se observa la evolución de la altura de la columna (puntos azules) y el cálculo del área extruída de los flujos de lava proporcionada por el programa de riesgo volcánico del Sernageomin (triángulos rojos).

3 Discusion Estudios de interferometría efectuados entre Enero 2007 Febrero 2008 en el CCVC (Fournier mostraron resultados inflacionarios con tasas de 19.8 cm/año. Dicha deformación estuvo relacionada temporal y espacialmente con una serie de enjambres sísmicos ocurridos entre Junio - Diciembre de 2007, lo que llevó a elevar el nivel de alerta a “Amarillo” para el CCVC. La erupción del CVCC de junio de 2011, a diferencia de las producidas en el siglo XX, se localizó en la fisura norte del graben, emitiendo lavas de composición riolítica (de acuerdo a los análisis realizados por el proyecto de riesgo volcánico del Sernageomin)se alojaron en el interior de éste graben. onda realizadas sugieren que las señales VLPregistradas durante las fases intrusiva y erup

acuerdo a estudios de polarización y atenuación de se encuentran localizados cercanos al centro

de emisión a profundidades relativamente superficiales, (Q radiación,

sistema oscilatorio, Chouet 1996), podrían corresponder con cambios en la fase liquida

. Este hecho fue corroborado al observar variaciones de las características

tremor, ya que al tener variaciones temporales en la amplitud del tremor espasmódico,

plenamente con la dinámica en superficie de la columna eruptiva (cambios de altura y concentración de material particulado). A su

n relación con las señales sísmicas de tremor armónico, el inicio del registro de éste tipo de señales se

plenamente con la extrusión de material (figura un sobrevuelo realizado el día 17 junio, permitió

los cambios

m/seg del tremor espasmódico (barras

azules) y del tremor armónico (barras rojas). En la parte inferior e la columna (puntos

extruída de los flujos de lava de riesgo volcánico del

entre Enero 2007 - et al, 2010)

mostraron resultados inflacionarios con tasas de 19.8 cm/año. Dicha deformación estuvo relacionada temporal y espacialmente con una serie de enjambres sísmicos

Diciembre de 2007, lo que llevó a a a “Amarillo” para el CCVC.

, a diferencia de se localizó en la fisura

norte del graben, emitiendo lavas de composición (de acuerdo a los análisis realizados por el

proyecto de riesgo volcánico del Sernageomin), las que Inversiones de

sugieren que las señales VLP y HB durante las fases intrusiva y eruptiva,

estuvieron relacionadas con el ascenso de un nuevo pulso de magma, el cual aprovechó rasgos estructurales en su camino de ascenso, tales como las fisuras del mismo graben y la LOZF, lugar donde se generó eprincipal de la erupción. Tantohipocentrales como el valor espacial del sugieren al menos dos cámaras magmáticas, las que estarían relacionadas con dos importantes discontinuidades. La primera cámara estaría localizada entre los 10 y 12 km y la segunda entre los 4 y 5 km de profundidad, ambas limitadas espacialmente tanto por las estructuras del graben como por la LOZF.sísmicas previas a la erupción, mostraron una rápida migración de los hipocentros, concentrandoactividad en la intersección de dos importantes estructuras, logrando así determinarse llevaría a cabo la erupción y por otrmodelo de velocidades utilizado para la localización de la actividad sísmica. El clímax de la erupción estuvo acompañado por una suma de eventos explosivos, altamente energéticos, que en su fase inicial favorecieron la apertura del conducto a niveles superficiales. Durante los primeros 15 días, las señales sísmicas observadas (tremor espasmódico) estuvieron íntimamente relacionadas con la dinámica de la columna eruptiva. El término de dicha fase, favoreció el ascenso y extrusión de un flujo de lava riolítico, caracterizados por presentar pulsos sísmicos de tremor armónico. Referencias Chouet B., 1996. New methods and future trends in seismological

volcano monitoring. In Monitoring and Mitigation of Volcano Hazards, Scarpa/Tilling (Ed.), Heidelberg, p. 23-97.

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Sepúlveda, F., Lahsen, A., Bonvalot, S., Cembrano, J., Alvarado,

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estuvieron relacionadas con el ascenso de un nuevo pulso rasgos estructurales en su

camino de ascenso, tales como las fisuras del mismo graben y la LOZF, lugar donde se generó el cráter

Tanto las localizaciones valor espacial del parámeto “b”,

sugieren al menos dos cámaras magmáticas, las que relacionadas con dos importantes

discontinuidades. La primera cámara estaría localizada entre los 10 y 12 km y la segunda entre los 4 y 5 km de profundidad, ambas limitadas espacialmente tanto por las estructuras del graben como por la LOZF. Las señales

la erupción, mostraron una rápida migración de los hipocentros, concentrando finalmente su actividad en la intersección de dos importantes

determinar el lugar exacto donde se llevaría a cabo la erupción y por otro lado validar el modelo de velocidades utilizado para la localización de la actividad sísmica. El clímax de la erupción estuvo

por una suma de eventos explosivos, altamente energéticos, que en su fase inicial favorecieron

to a niveles superficiales. Durante los primeros 15 días, las señales sísmicas observadas (tremor espasmódico) estuvieron íntimamente relacionadas con la dinámica de la columna eruptiva. El término de dicha fase, favoreció el ascenso y extrusión de

, caracterizados por presentar pulsos sísmicos de tremor armónico.

Chouet B., 1996. New methods and future trends in seismological volcano monitoring. In Monitoring and Mitigation of Volcano

Springer-Verlag Berlin

Fournier T.J., Pritchard M.E., Riddick S.N., 2010. Duration, magnitude, and frecuency of subaerial volcano deformation events: New results from Latin America using InSAR a global

ysics Geosystems G3, an electronic journal of the earth sciences. Volume 11, Number 1,

Lara, L.E., Moreno, H., 2006a. Geología del Complejo Volcánico Cordón Caulle, X Región de Los Lagos. Servicio

Minería, Carta Geológica de Chile, Serie Geología Básica, 1 mapa escala 1:50.000.

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Sepúlveda, F., Lahsen, A., Bonvalot, S., Cembrano, J., Alvarado, A., Letelier, P., 2005. Morphostructural evolution of the Cordón Caulle geothermal region, Southern Volcanic Zone, Chile: insights from gravity and 40Ar/ 39Ar dating. J.

–189.

538

Erupción del Cordón Caulle 2011-2012: Evolución fas e efusiva

Daniel Bertin*, Álvaro Amigo, Luis E. Lara, Gabriel Orozco y Carolina Silva Parejas Programa de Riesgo Volcánico, RNVV, Servicio Nacional de Geología y Minería, Merced 22 of.701, Santiago, Chile * E-mail: daniel.bertin@sernageomin.cl Resumen. El Complejo Volcánico Puyehue – Cordón Caulle comenzó un nuevo ciclo eruptivo el 4 de Junio de 2011, después de 51 años de reposo. A la fase pliniana inicial -de duración 27 horas- le siguió una etapa de columnas eruptivas débiles persistentes y, a partir de la noche del 15 de Junio, comenzó la extrusión de un flujo lávico. Mediante imágenes satelitales TerraSAR-X, ASTER TIR y EO1-ALI, combinadas con una base topográfica digital, ha sido posible seguir su evolución y calcular parámetros tales como área, volumen y tasa efusiva. Los resultados indican que esta última fue aumentando sostenidamente hasta fines de junio del 2011 (ca. 80 m3/s), momento a partir del cual empezó a decaer hasta principios de octubre (ca. 6 m3/s). Desde entonces la tasa experimentó un leve aumento (ca. 14 m3/s) y se ha mantenido estable hasta, al menos, fines de marzo del 2012. El volumen en esta última fecha se calculó en 0.4545 km3. Palabras Claves: Cordón Caulle, volcanismo, erupción, tasa efusiva. 1 Introducción Dos días después de iniciada la erupción hubo una disminución gradual de la altura de la columna y de la actividad sísmica, donde esta última en los días posteriores comenzó a presentar características que fueron interpretadas como reflejo de una dinámica de conducto abierto, sugiriendo la posible emisión de una colada de lava. Este evento fue confirmado el 20 de junio mediante un sobrevuelo del OVDAS, pero una imagen del satélite TerraSAR-X permitió identificar el flujo de lava el día 17 del mismo mes, estimándose su nacimiento el día 15 de junio a las 22:00 hora local. Esta colada fluyó hacia el oeste desde un cono de pómez generado durante la primera fase eruptiva, rellenando una cuenca relacionada a un graben extensional de edad pleistocena-holocena (Lara et al., 2006). El 3 de julio de 2011, una imagen GeoEye mostró que el cono de pómez poseía en su cumbre dos cráteres coalescentes, indicando que la erupción –a diferencia de las anteriores del Cordón Caulle en los años 1921-22 y 1960- no era fisural.

2 Metodología y resultados 2.1 Metodología Se trabajó inicialmente con 19 imágenes obtenidas por el satélite TerraSAR-X y una imagen ASTER TIR, las cuales permitieron reconocer el flujo de lava, aunque con una resolución insuficiente para un mapeo de detalle. Este inconveniente fue resuelto comparando la extensión del flujo de lava con un modelo de elevación digital tipo ASTER GDEM v2. Así fue posible delinear el contorno del flujo suponiendo que éste variaba levemente su cota, lo cual permitió también calcular su área. El volumen fue obtenido mediante el cruce entre el modelo de elevación digital y el contorno de la lava. Esta secuencia de pasos se realizó para todas las imágenes disponibles, siendo posible estimar una tasa efusiva de manera similar a la efectuada por Harris et al. (2007). El último registro de esta serie de imágenes se obtuvo el 8 de agosto del 2011. Desde el 31 de julio de 2011 -con una frecuencia en un comienzo semanal y posteriormente mensual- hasta el 26 de enero de 2012, la NASA publicó en su sitio imágenes EO-1 ALI de una resolución considerablemente superior a las anteriores. Esta continuidad en el registro de imágenes permitió tener regularidad en el cálculo de los parámetros ya comentados. Finalmente, el espesor real fue medido en terreno en una campaña de fines de marzo del presente año. 2.2 Resultados Al 31 de marzo de 2012, con un espesor de lava medido en terreno de 30 ± 5 m, la morfología de la lava y los parámetros calculados son los siguientes (Fig. 1):

539

Figura 1. Comparación de la extensión del flujo de lava entre los días 26 de enero y 31 de marzo de 2012. Imagen EO-1 ALI de fondo correspondiente a la del día 26 de enero. 3 Discusiones La medición de los parámetros relacionados al flujo de lava permitió generar los siguientes gráficos (Fig. 2, 3 y 4):

Figura 2. Gráfico de área (km2) versus fecha de las imágenes.

Figura 3. Gráfico de volumen (km3) versus fecha de las imágenes. Simbología idéntica a la de la Figura 2.

Figura 4. Gráfico de tasa efusiva (m3/s) versus fecha de las imágenes. La morfología de la lava para los días 26 de enero y 31 de marzo de 2012 (Fig. 1) evidencia que el principal lóbulo activo se encuentra hacia el noreste del centro de emisión, para el que se calculó un avance de ca. 14 m/día. Este lóbulo fue notorio desde la imagen del 9 de octubre de 2011 y fluyó desde un sector de la cuenca donde su borde presenta una disminución de la cota topográfica máxima. Como se observa en la misma figura, en un inicio la lava rebalsó en dos sectores, fluyendo ambos hacia una quebrada mayor donde se unieron para posteriormente ser separados nuevamente por un alto topográfico. El cuerpo principal de la colada continúa confinado al interior de la cuenca. La Fig. 2 muestra un rápido crecimiento del área de la lava hasta aproximadamente principios de agosto, mes a partir del cual la velocidad de crecimiento descendió bruscamente, manteniéndose constante los meses siguientes con una leve tendencia al alza. Se evidencia cómo dicho parámetro ha superado al área estimada para el flujo lávico de la erupción de 1960 y que, de continuar así, superará al área alcanzada por los flujos de la erupción de 1921-22. La evolución del volumen en la Fig. 3 exhibe un comportamiento idéntico respecto a la evolución del área observada en la Fig. 2. Al 31 de marzo su valor es de 0.4545 km3. En la Fig. 4 se aprecia un aumento variable de la tasa efusiva hasta un máximo de ca. 80 m3/s casi dos semanas después de iniciada la emisión de lava. Desde ese momento ésta exhibe un discontinuo descenso hasta alcanzar un mínimo de ca. 6 m3/s a principios de octubre. Después de esta fecha el sistema parece estabilizarse, con tasas variables en torno a 14 m3/s.

540

Agradecimientos El Programa de Riesgo Volcánico del SERNAGEOMIN agradece a: Robert Metzig (DLR), quien proveyó varias imágenes TerraSAR-X durante la primera fase eruptiva. Robert Simmon (NASA Earth Observatory), quien compartió imágenes EO-1 ALI de alta resolución. Elizabeth Doerr, quien envió una imagen GeoEye de excelente resolución. Y a John Pallister y Julie Griswold (USGS–VDAP), quienes entregaron valiosos comentarios y datos acerca de la erupción en su fase inicial. Esta contribución es un aporte al Programa de Riesgo Volcánico y cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería. Referencias Harris, A.J.L.; Dehn, J.; Calvari, S. 2007. Lava effusion rate

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Lara, L.E.; Lavenu, A.; Cembrano, J.; Rodríguez, C. 2006. Structural

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541

Análisis de Inclusiones Fundidas de la Cadena Volcá nica San Pedro – Linzor, Andes Centrales. Benigno Godoy*, Gerhard Wörner y Shoji Kojima Doctorado en Ciencias, Mención Geología, Universidad Católica del Norte. Av. Angamos 0610. Antofagasta. Chile Abteilung Geochemie, GZG, Universidad de Göttingen. Goldschmidtstraße 1, 37077, Göttingen, Alemania Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad Católica del Norte. Av. Angamos 0610, Antofagasta, Chile *E-mail: bgn001@alumnos.ucn.cl Resumen. El estudio de inclusiones fundidas es una metodología útil para determinar la evolución de magmas que han dado origen a un conjunto de rocas ígneas. Esto es aún más útil en zonas de arco donde magmas primitivos son modificados durante el ascenso a través de la corteza. En este trabajo se presentan resultados de análisis de elementos mayores para inclusiones fundidas de lavas de la cadena volcánica San Pedro-Linzor (Andes Centrales). Estas inclusiones tienen formas que van de redondeadas a subredondeadas, con tamaños menores a 50 µm. Se encuentran alojadas en iroxenos y plagioclasas, presentando un contenido en SiO2 entre 66-78%. El alto contenido en sílice, la disminución de Al2O3, CaO y Na2O durante la diferenciación magmática y la profundidad (16 – 21 km) a la cual han cristalizado los minerales que han entrampado estas inclusiones, sugieren que los magmas de los cuales provienen éstas se encuentran en niveles someros de la corteza y se asocian a líquidos anatécticos relacionados con el Cuerpo Magmático del Altiplano-Puna. Además, los resultados sugieren que procesos posteriores al entrampamiento de estas inclusiones pueden haber modificado su contenido, en especial de Mg y Fe. Palabras claves: Andes Centrales, San Pedro – Linzor, Inclusiones Fundidas, Magmas Anatécticos Introducción El arco magmático actual de Los Andes Centrales ha sido generado sobre una corteza continental cuyo espesor alcanza los 70 km (Beck et al., 1997). Los magmas primitivos generados en el manto son posteriormente modificados por procesos de cristalización de fases minerales y, principalmente, contaminación durante su ascenso a través de la gruesa corteza continental (e.g. Davison, 1996). De esta manera, estos procesos dificultan la determinación de la composición primaria de los magmas primitivos en los productos volcánicos finales. Considerando esto, el estudio de inclusiones fundidas alojadas en minerales que cristalizan durante las primeras fases de diferenciación magmática permiten establecer de mejor manera la evolución de los magmas que han sido eruptados a lo largo de este arco volcánico. En este trabajo se presentan resultados de análisis de inclusiones fundidas presentes en piroxenos y plagioclasas de lavas eruptadas a lo largo de la Cadena Volcánica San Pedro-Linzor (CVSPL). Estudios de este tipo ya han sido

desarrollados en los Andes Centrales, enfocándose en inclusiones fundidas contenidas en cuarzos de ignimbritas (e.g. Schmitt et al., 2002) y depósitos metalíferos (e.g. Dietrich y Lehmann, 2000). No obstante, no hay datos publicados de estudios en lavas eruptadas a lo largo del arco volcánico actual presente en los Andes Centrales. Los análisis de inclusiones fundidas, y de minerales en los cuales se alojan éstas, fueron realizados mediante microsonda electrónica en la Universidad de Göttingen, Alemania. Análisis de roca total de las lavas fueron realizados mediante fluorescencia de rayos X en la misma universidad. Marco Geológico CVSPL tiene una longitud de ~65 km (Fig. 1), encontrándose orientada en dirección NW-SE, paralela a los lineamientos de Lipez-Coranzuli y Calama-Olacapato-El Toro y transversal a la cadena principal (Fig. 1). Esta cadena incluye el complejo volcánico San Pedro-San Pablo y los volcanes Paniri, Cerro del León, Toconce y Linzor. Además, aquí se encuentra el cono de escoria La Poruña y los domos dacíticos Chao y Chillahuita (Fig. 1). Los edificios volcánicos que pertenecen a esta cadena están constituidos por flujos de lavas y piroclásticos que varían de andesita-basáltica a dacítica y sobreyacen un las rocas sedimentarias de la Formación San Pedro y a ignimbritas miocénicas (Ramirez y Huete, 1980; Marinovic y Lahsen, 1986, O'Callaghan y Francis, 1986; Salisbury et al., 2011). Estas ignimbritas son de composiciones riodacíticas a dacíticas y su formación se ha relacionado con la construcción del Complejo Volcánico del Altiplano-Puna (APVC, sensu de Silva, 1989), desarrollado en los últimos 12 Ma (de Silva, 1989; Salisbury et al., 2011). CVSPL se localiza inmediatamente encima de lo que se ha denominado Cuerpo Magmático del Altiplano-Puna (CMAP, sensu Zandt et al., 2003). Este cuerpo corresponde a fundidos anatécticos localizados dentro de la corteza, entre 15 y 25 km de profundidad. Estos fundidos se han generado por la intrusión de cuerpos magmáticos derivados de zonas mas profundas, encontrándose relacionado con la erupción de ignimbritas y domos de composiciones dacíticas a riolíticas presentes en los Andes Centrales (de Silva, 1989; Zandt et al., 2003).

542

Figura 1. Mapa de ubicación y distribución de la cadena volcánica San Pedro – Linzor. IRR: Irruputuncu; OLC: Olca; AUC: Aucanquilcha; CAR: Carcote; OLL: Ollagüe; SPE: San Pedro; SPA: San Pablo; LIN: Linzor; SAI: Sairecabur; LIC: Licancabur; LAS: Lascar; PAL: Palpana; AZU: Azufre; AAVC: Aguilucho-Apacheta; INA: Inacaliri; POR: La Poruña; ELR: El Rojo III; PANI: Paniri; Chao: Dacita Chao; LEO: Cerro del León; CHI: Domo Chillahuita; TOC: Toconce; LIN: Linzor. Resultados Las inclusiones fundidas analizadas se encuentran alojadas en rocas cuyas composiciones varían de andesítica a dacítica. El mineral principal en que se encuentran alojadas estas inclusiones es enstatita, encontándose inclusiones alojadas en augita rica en Mg y labradorita. La forma de las inclusiones varía de redondeada a subredondeada, siendo principalmente elípticas, con tamaños que no superan las 50 µm. Inclusiones fundidas con minerales hijos (minerales cristalizados dentro de la inclusión posterior a su entrampamiento) se observan en las muestras analizadas, sin embargo, los análisis se realizaron en inclusiones que no presentan estos minerales. Además, burbujas de encogimiento (shrinkage bubbles) se observan en algunas de las inclusiones analizadas. Las inclusiones fundidas analizadas muestran una tendencia calcoalcalina con un alto contenido en sílice, el que varía de 68 a 78% en peso (Fig. 2). Esta concentración es mayor que la observada en las rocas en que se alojadan estas inclusiones (Fig. 2), siendo a la vez mayor que el de todas las lavas presentes en la cadena volcánica (47-68% SiO2), y gran parte de las lavas eruptadas en los Andes Centrales (Fig. 2). Además, estas inclusiones presentan concentraciones de Al2O3 que varían de 10 a 18%, Na2O de 2 a 6%, K2O de 2 a 6%, CaO <4%wt, FeO <2%, MgO <1% y TiO2 <1%. Los datos obtenidos muestran una disminución de Al2O3, CaO, Na2O, y TiO2 a medida que aumenta el contenido de SiO2 en las inclusiones (Fig. 2). También se observa un incremento de K2O con el aumento de SiO2, mientras que no se observa una relación entre SiO2 con FeO o MgO (Fig. 2). Utilizando fórmulas de geotermobarometría de dos piroxenos (Putirka, 2008) en muestras de SPL que

muestran enstatita en conjunto con augita rica en Mg, se han obtenido valores de temperatura y presión que varían entre 940 y 1030°C, y entre 4.5 y 5.7 kbar, respectivamente. Esto último se traduce en profundidades de cristalización de entre 16 y 21 km.

Figura 2. Diagramas de variación de óxidos mayores respecto a SiO2 (% en peso) para las inclusiones fundidas analizadas. El campo gris corresponde a lavas de los Andes Centrales (datos de Mamani et al., 2010). Círculos indican composición de lavas en las cuales se encuentran estas inclusiones. Triángulos grises, corresponden a composiciones de inclusiones contenidas en enstatita, triángulos blancos invertidos de inclusiones en augita rica en Mg, y rombos de inclusiones contenidas en labradoritas.

Discusión Considerando que las inclusiones fundidas representarían la composición de material involucrado en el origen a una secuencia de rocas ígneas, el alto contenido en sílice (66-78%) de las inclusiones analizadas no respresentarían la composición de material derivado del manto debajo del actual arco volcánico de los Andes Centrales, como ha sido propuesto al iniciar este trabajo. Sin embargo, los

543

resultados obtenidos son útiles para determinar procesos que afectan la evolución de los magmas eruptados en esta zona. La composición de las diferentes muestras son homogéneas en los diferentes minerales analizados. Además, aún cuando pertenecen a diferentes muestras, las inclusiones analizadas presentan correlaciones entre sus elementos mayores y SiO2 (Fig. 2). Esto sugiere que las inclusiones tienen como origen un magma común. Así, la disminución de Al2O3, CaO y Na2O con el aumento de SiO2, indicaría un fraccionamiento de plagioclasa durante la evolución de este magma. De esta manera, resultados de geotermobarometría y de análisis de inclusiones fundidas obtenidas para lavas de esta cadena, indican que la cristalizacion de los minerales que contienen las inclusiones ha ocurrido a profundidades donde la plagioclasa es estable. Los contenidos de FeO y MgO de las muestras analizadas no muestran una correlación significativa con el SiO2 (Fig. 2) ni con otros de los elementos analizados. Esto estaría relacionado con el desequilibrio existente entre las inclusiones fundidas y los piroxenos que las contienen. Reubi y Blundy (2009) han establecido que el desequilibrio observado entre fases minerales e inclusiones fundidas contenidas en ellas no necesariamente significa que la composición de las inclusiones no representan al magma que les dió origen, sino que indica mecanismos asociados a la formación de la inclusión y a procesos de entrampamiento o posterior a éste. De esta manera, las características morfológicas de las inclusiones fundidas (ausencia de minerales hijos y presencia de burbujas de encogimiento) indican que éstas son primarias. Por otra parte, los contenido anómalos de FeO y MgO, y el consiguiente desequilibrio observado, se deberían procesos post-entrampamiento que habrían ocurrido. Esto se relacionaría con una difusión de estos elementos entre las inclusiones y el mineral huésped. Además, considerando el comportamiento de Al2O3, Na2O y CaO, en conjunto con las presiones de cristalización estimadas para los minerales que contienen las inclusiones, y el alto contenido en sílice de las inclusiones, se propone que los magmas que han generado estas inclusiones y minerales es un magma que se encontraría localizado a profundidades someras dentro de la corteza. Este estaría relacionado con la presencia del CMAP el cual contamina los magmas en esta zona durante su ascenso a la superficie. Así, aún cuando no representen la composición del material primitivo que ha dado origen a CVSPL, los resultados de inclusiones fundidas presentados en este trabajo han permitido establecer características importantes de la evolución magmática de las lavas eruptadas a lo largo de esta cadena.

Agradecimientos Los autores agradecen a Dr. A. Kronz, Dr. G. Hartmann y Dr.(c) M. Banazack por su ayuda en el laboratorio. También agradecen a Dr. A. Menzies por su colaboración. Este trabajo ha sido llevado a cabo gracias a los proyectos DGIP-UCN No. 10301265 y CONICYT No. 24100002. B.G. es un candidato a Doctor beneficiado por CONICYT y BecasChile-DAAD con becas para llevar cabo sus estudios. Referencias Beck, S.L., Zandt, G., Myers, S.C., Wallace, T.C., Silver, P.G., Drake,

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Flujo de CO 2 difuso en Termas del Azufre, Volcán Planchón-Peteroa. Caselli Alberto 1, Mena Mabel 2 , Vélez María 1,2, Mariano Agusto 1 y Felipe Aguilera 3 1 IDEAN - Departamento de Ciencias Geológicas, FCEN, Universidad de Buenos Aires. Ciudad Universitaria, Pabellón 2, Piso 1. (C1428EHA) Buenos Aires, Argentina -- 2 Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET). Argentina. 3 Universidad de Copiapó. Chile * E-mail: acaselli@gl.fcen.uba.ar Resumen. En este trabajo se da a conocer la distribución espacial de las emisiones difusas de CO2 en el área de Termas del Azufre, localizadas a los lados del arroyo Los Baños (flanco oriental del volcán Planchón-Peteroa). La distribución del flujo de anhídrido carbónico del suelo permite correlacionar sus máximos a direcciones estructurales locales. Las importantes emisiones de CO2 presentes en la base del volcán podrían ser utilizadas, mediante mediciones periódicas de emisiones difusas de este gas, como herramienta complementaria para la vigilancia del volcán.

Palabras Claves: volcán Peteroa, CO2 difuso, manifestaciones termales. 1 Introducción Durante las últimas décadas, el estudio de la distribución espacial del flujo difuso de CO2 del suelo se ha tornado en una herramienta geoquímica ideal para el monitoreo de actividad volcánica (Hernández et al., 2001a,b; Rogie et al., 2001; Brombach et al., 2001; Hernández et al., 2006a,b; Granieri et al., 2006; Melián et al., 2006). Varios autores han demostrado que el monitoreo continuo de flujo de CO2 provee una importante información para el seguimiento volcánico (Rogie et al., 2001; Salazar et al., 2002; Carapezza et al., 2004; Pérez et al., 2006). Dado que la tasa de emisión de CO2 difuso puede incrementarse notoriamente antes de la ocurrencia de una erupción volcánica (Hernández et al., 2001a,b; Carapezza et al., 2004), es muy importante estimar la emisión total de este gas regularmente para obtener un mejor entendimiento de los procesos volcánicos que ocurrieron y graficar las anomalías que puedan ocurrir (Toutain et al., 1992; Salazar et al., 2001). Debido a la baja solubilidad del CO2 en fundidos a moderada y baja presión, el CO2 se ha convertido en un buen trazador de desgase de magma subsuperficial. Como el CO2 asciende por mecanismos de difusión y escapa a la atmósfera por la superficie, cambios temporales del patrón espacial de emisión proveen información importante sobre movimiento de masa subsuperficial o perturbaciones en el sistema. En el presente trabajo se muestra la distribución espacial de las emisiones difusas de CO2 en el área de Termas del Azufre, localizadas a los lados del arroyo Los Baños

(flanco oriental del volcán Planchón-Peteroa), y se relaciona dicha configuración del flujo con la estructura local.

2 Métodología, muestreo, resultados 2.1 Descripción del área de trabajo El Complejo Planchón-Peteroa es un volcán activo (35º15’ S y 70º35´ O, 4107 m.s.n.m.) que presenta un su cumbre cuatro cráteres de explosión que contienen lagos y abundantes emisiones fumarólicas. A principios del año 2010 se observó un aumento importante de las emisiones fumarólicas (en comparación con el año anterior), con columnas de vapor y gas en uno de los cráteres de 20 m de diámetro y elevándose unos 250 a 300 m de altura. En la base del volcán, sobre el flanco oriental, se observan un par de valles glaciarios (de los Baños y del Peñón) que presentan una serie de manifestaciones termales con burbujeo de CO2.

2.2 Metodología empleada El estudio fue realizado en febrero 2010, en los alrededores del arroyo los Baños, con un equipo de medidor de flujo de CO2 mediante cámara de acumulación, marca WEST con detector LICOR LI-820. El área presenta una serie de manifestaciones termales cuya temperatura varía entre 25 y 55 ºC, y se relevó mediante una grilla de 126 puntos de muestreo con una equidistancia de aproximadamente 20 metros.

3 Resultados obtenidos y Discusión Estudios anteriores sobre las emisiones difusas de CO2 en la región fueron realizadas por Sanci et al.(2010) mediante otra metodología y con una densidad de puntos de muestreo menor. Del análisis estadístico surge que, el histograma de datos de flujo dados en mol.m-2día-1 muestra una distribución con asimetría positiva. El variograma experimental de

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estos datos no muestra patrón definido de variación con la distancia. Dadas estas características se realizó una transformación logarítmica de los datos. La distribución log-normal describe correctamente la distribución de frecuencia de los datos, pero el histograma de los logaritmos decimales presenta igualmente asimetría positiva. El gráfico de probabilidad log-normal muestra la presencia de al menos dos poblaciones, ya que se ven dos pendientes bien definidas, y una zona curva intermedia. De esta manera los datos pueden separarse en los menores a 4 y los mayores a 50 mol.m-2día-1. Esta subdivisión podría deberse a diferencias direccionales en permeabilidad, con alineación de puntos con alta permeabilidad, posiblemente asociados a una fractura/falla de rumbo E-NE, que controla los valores mayores, y alineaciones de menor permeabilidad, asociadas a un par de fracturas de rumbo NO-SE (figura 1). Estas posibles estructuras, interpretadas a partir de la distribución del flujo de CO2 difuso, son coincidentes con lineamientos paralelos que controlan el arroyo Los Baños y afluentes. El variograma experimental de los datos log-transformados tiene buen ajuste con un modelo exponencial con efecto pepita, con Co=0.6, escala = 1.2 y Alcance = 0.0015. Este modelo se empleó para confeccionar, empleando Kriging, el mapa de la figura 1. En el área se destacan cuatro centros con mayor emisión. Tres de ellos, en el noroeste del mapa, coinciden con las zonas donde se ubican máximos puntuales de flujo, mientras que el posible centro diferenciado al centro-este del mapa sólo toma valores bajos. Considerando sólo lo valores altos, que van desde 52 a 3108 mol.m-2día-1 , se encontró que la tendencia general de los sitios con mayor flujo es creciente hacia el oeste. Si bien no existen asentamientos urbanos en los alrededores del volcán, la zona es visitada por turistas que aprovechan el recurso termal. Además existe un Escuadrón de Gendarmería y una serie de puestos de veranada, que permanecen en el lugar durante la época estival. Debido a su historia eruptiva reciente y la existencia de depósitos de flujos piroclásticos relativamente recientes (Naranjo y Haller, 1997, 2002; Naranjo et al. 1999) es necesario implementar un plan de seguimiento de la actividad volcánica del área. Las importantes emisiones de CO2 presentes en la base del volcán permiten inferir que, mediciones periódicas de emisiones difusas de este gas, puede ser una herramienta complementaria para la vigilancia del volcán.

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Figura 1. Mapa de distribución de CO2 difuso. Las líneas indican posibles estructuras por las que se encuentran las mayores emisiones

de CO2

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Nuevos antecedentes cronológicos para la unidad de Ignimbritas Sierras de Bellavista. Juan Pablo Contreras 1*, Manuel Schilling 1 y Carlos Pérez de Arce 2

1. Departamento de Geología Regional, Servicio Nacional de Geología y Minería, Avenida Santa María 0104, Providencia, Santiago, Chile 2. Departamento de Laboratorios, Jefe Unidad de Geología Isotópica, Servicio Nacional de Geología y Minería, Titil 1993, Ñuñoa, Santiago, Chile * E-mail: jpcontreras@sernageomin.cl Resumen. Los resultados presentados en este artículo forman parte de los antecedentes generados para la Carta de Geología Básica San Fernando-Curicó. La unidad de Ignimbritas Sierras de Bellavista se distribuyen principalmente rellenando los valles de la localidad homónima y el del estero Tumuñan, y representan distintas unidades físicas y de enfriamiento de flujos piroclásticos. Litológicamente pueden separarse en 2 unidades: Tobas riolíticas y Tobas dacíticas y andesíticas. Sobre la base de nuevas dataciones radiométricas se le asigna una edad Pleistoceno Inferior-Medio. Se interpreta la existencia de a lo menos 5 eventos de enfriamiento de ignimbritas, o de 1 Ma con muy frecuente volcanismo explosivo. El Pleistoceno en la zona de Chile Central representa un periodo caracterizado por un intenso volcanismo explosivo, de los cuales también forman parte las ignimbritas provenientes de la Caldera Diamante y la Caldera Calabozos. Se propone un estudio de carácter regional para estas ignimbritas para comprender la geodinámica del Pleistoceno. Palabras Claves: Carta San Fernando-Curicó, Ignimbritas, Sierras de Bellavista, Pleistoceno, Chile Central. 1 Introducción. El presente trabajo forma parte de los antecedentes recopilados para la unidad de las Ignimbritas Sierras de Bellavista hechos para Carta “Geología del área San Fernando-Curicó” de la serie de Geología Básica del SERNAGEOMIN. Inicialmente estas rocas estaban agrupadas en la amplia unidad de Volcanismo Andino Joven (Charrier, 1981), donde se incluían todos los productos volcánicos de la Cordillera Principal de la sexta Región de edad posterior al Mioceno. Luego, fueron agrupadas en la unidad de Ignimbritas Sierra Bellavista por Malbrán (1986), quien hizo un mapa de sus depósitos a escala aproximada 1:50.000. Estos depósitos se distribuyen rellenando los valles del estero Tumuñan y de las Sierras de Bellavista. Ahí se observa que están formados por distintas unidades físicas y de enfriamiento de flujos piroclásticos. Afloramientos menores y de carácter más distal se pueden encontrar en el pueblo de Agua Buena y en el lado sur del río Claro, frente

a Puente Negro, donde están adosados al valle actual. 2 Ignimbritas Sierras de Bellavista 2.1 Litología Esta unidad está compuesta por los depósitos de distintos flujos ignimbríticos y tobas de ceniza de composición rio-dacítica. Estas rocas son coloquialmente descritas por los lugareños como las “toscas” debido a la forma que les da la erosión y a la textura dada por su alto contenido de vidrio. Litológicamente las rocas pertenecientes a esta unidad se pueden diferenciar en dos grupos, las tobas riolíticas y las tobas dacíticas y andesíticas Las Tobas riolíticas están compuestas por tobas vítreas de lapilli riolíticas de color blanco, que poseen variaciones menores en la proporción de los fragmentos. El principal componente es la matriz que está compuesta por ceniza volcánica. Los fragmentos de estas rocas son pómez y líticos, en ese orden de abundancia. En el sector de Agua Buena se observa pipas de desgasificación que acumulan gran cantidad de pómez, los que tienden a “flotar” cuando escapa el gas. Estas pipas tienen un diámetro entre 20 y 50 cm y cortan a lo menos 2 metros de secuencia. Las Tobas dacíticas y andesíticas están formadas por tobas soldadas vítreas de lapilli y color gris a negro. Su característica más diagnóstica son los fragmentos vítreos de escoria que forman fiammes. La matriz está compuesta por ceniza volcánica con shards y texturas de aplastamiento, además de algunos microlitos de Plagioclasa. Además se observa mayor cantidad de fragmentos líticos que en la unidad anterior. Existen zonas bastante restringidas espacialmente donde los fragmentos de la roca son principalmente líticos. Estas zonas pueden representar zonas cercanas a la base del flujo piroclástico. 2.2 Edades radiométricas Este artículo presenta 7 edades nuevas de estos productos volcánicos, que han sido obtenidas por el método 40Ar/39Ar (Contreras y Schilling, en prensa). Éstas han sido efectuadas por el Sr. Carlos Pérez de Arce en el Laboratorio de Geocronología del Servicio Nacional de

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Geología y Minería. Las edades aquí presentadas están complementadas con edades recopiladas de los estudios de Malbrán (1986) y Cáceres et al. (2006). Esta información indica un rango de edad entre los 1,3 y 0,2 Ma para esta unidad, lo que la ubica en el Pleistoceno Inferior-Medio. Al hacer un análisis más fino, se puede interpretar la existencia de al menos 5 eventos eruptivos mayores relacionados con la depositación de estas rocas, representando cada uno de éstos unidades de enfriamiento de las ignimbritas (Figura 1). El episodio más antiguo está muy bien definido entre los 1,2 y 1,3 Ma. Los dos episodios más jóvenes parecen ser los que alcanzaron una mayor distancia de la fuente, lo que hace suponer que son los eventos que producen la mayor cantidad de material Aunque puede deberse a un tema exclusivamente de preservación de los depósitos más jóvenes. Lo que es muy claro es que en el intervalo de cerca de 1 Ma que entregan estas dataciones se produjo un intenso volcanismo ignimbrítico. 3 Discusión Durante el Pleistoceno Medio se produjeron abundantes Ignimbritas en la zona de Chile Central. Entre ellas se pueden contar la Caldera Diamante (Stern et al., 1984) y la Caldera Calabozos (Hildreth et al., 1984) con amplia distribución que alcanzaron a cubrir inclusive la depresión central. Estas Ignimbritas son contemporáneas con las aquí descritas, pero provenientes de distintas fuentes. Creemos necesaria la realización de un estudio de carácter regional que incluya todas estas ignimbritas, que puede revelar información muy importante para comprender la geodinámica del Pleistoceno. Estudios geoquímicos hechos por Eyquem (2009) en las Ignimbritas de la Sierra de Bellavista, evidencian una mayor similitud de estas con el grupo de la Caldera Calabozos que con la Caldera Diamante. Si bien se puede suponer sin mayor riesgo que la fuente de estos magmas se ubica en la Cordillera Principal no ha sido posible ubicar el aparato volcánico específico, que debe ubicarse en la parte más alta del valle del Río Claro. Por otro lado se descarta que estas rocas provengan del volcán Tinguiririca dado que la morfología actual no se ha

modificado sustantivamente en el último millón de años y no se ha encontrado evidencias de los flujos piroclásticos en el valle aguas arriba en el valle homónimo. Agradecimientos Este trabajo se ha desarrollado en el marco de la iniciativa institucional “Programa de cartografía geológica de la Franja Depresión Central Centro-Sur (33º-43º30’)” de la Subdirección Nacional de Geología del SERNAGEOMIN. Referencias Cáceres, J.; Charrier, R.; Yañez, G.; Vera, E.; López, L. 2006. Estudio

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Figura 1. Gráfico con las dataciones radiométricas de la unidad Sierras de Bellavista. Se muestra la determinación de a lo menos 5 períodos magmáticos efusivos. En la abscisa se ubican los nombres de las muestras y en la ordenada las edades con sus errores asociados. Se incluyen edades de Malbrán (1986) con prefijo FM, Cáceres en Eyquem (2009), prefijo JC, y del presente estudio con prefijos CF y SF.

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Cenizas neógenas y cuarternarias en la Cordillera d e la Costa del Norte de Chile: facies, composición y rel ación con el Complejo Volcánico del Altiplano-Puna Christoph Breitkreuz* 1, Hans-G. Wilke 2 y Shan L. de Silva 3 1Institut für Geologie und Paläontologie, Bernhard-von-Cotta-Str. 2, TU Bergakademie Freiberg, 09599 Freiberg, Germany 2Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad Católica del Norte, Av. Angamos 0610, Antofagasta, Chile 3College of Earth, Ocean, and Atmospheric Sciences, 104 CEOAS Administration Building, Oregon State University, Corvallis, OR 97331-5503, USA * Email: cbreit@geo.tu-freiberg.de Resumen. Cenizas neógenas aflorantes en la Cordillera de la Costa del norte de Chile estan investigadas por su facies deposicional y su composición. Edades Ar-Ar y K-Ar (14 de la literatura y tres nuevos: entre 6.66 ± 0.13 y 0.6 ± 0.4 Ma) y la composición de biotita permiten de relacionar las cenizas con las grandes erupciones de caldera en el Complejo Volcánico del Altiplano-Puna. Palabras Claves: Dataciones Ar-Ar, biotita, co-pyroclastic flow ash cloud Debido a las direcciones prevalentes de los vientos en el parte sur de la Zona Volcánica Central de los Andes, la mayoría de las cenizas originadas de las grandes erupciones de dicha zona será transportada hacia el este a los territorios argentinos. Sin embargo, la literatura da conocimiento por lo menos de 14 afloramientos de cenizas neógenas-cuarternarias ubicados en la Cordillera de la Costa entre los 22 y 25° Sur. En esta contribución se presentan datos sobre cenizas de 13 afloramientos no investigados en estudios anteriores. Las investigaciones incluyen análisis de facies deposicional, granulometría, análisis modal, análisis de micro sonda de fragmentos vítreos y de biotita, y dataciones Ar-Ar en biotitas. La mayoría de las cenizas estudiadas se presentaron débilmente litificadas por cementos de halita y yeso debido a las condiciones hiper-áridas en el Desierto de Atacama en los últimos millones de años. Después de lavar las muestras repetidamente con agua tibia salada (3.5 %) durante dos semanas, el análisis granulométrico permito distinguir dos tipos de depósitos: a) cenizas primarias de origen de caída o eólico con una media de 4 - 5 Φ y una selección de 1.5 - 2 Φ, y b) cenizas contaminadas por material (cuarzo, feldespato, granos líticos, etc.) incorporado durante procesos aluviales locales. Las cenizas primarias se componen de dos tipos de trizas de vidrio (uno con burbujas redondeadas gruesas y uno con textura fibrosa alargada) y biotita. 17 edades radiométricas (K-Ar y Ar-Ar de biotita y sanidina) indican un rango de edad entre 6.66 ± 0.13 y 0.6 ± 0.4 Ma para las cenizas en la Cordillera de la Costa (Chávez 1985, Naranjo 1987, Marinovic et al. 1996, Basso

2004, Marquardt et al. 2005, Gonzalez y Niemeyer 2005, Marinovic 2007, Placzek et al. 2009, Breitkreuz et al. en revisión). Este rango de edades coincide con las de las mayores erupciones del Complejo Volcánico del Altiplano-Puna (CVAP; de Silva 1989, Salisbury et al. 2010). Análisis de micro sonda de trizas de vidrio indica una composición riolítica (SiO2: 79.0 to 81.5 wt%) comparable con la composición vítrea de ignimbritas dacíticas del CVAP (de Silva 1989, Lindsay et al., 2001). Los datos de microsonda además prueban un empobrecimiento de potasio, sodio y calcio, presumiblemente debido a la meteorización bajo condiciones hiper-áridas. En consecuencia, dataciones Ar-Ar de trizas de vidrio alterado son poco razonables. La composición química de biotita de las cenizas de la Cordillera de la Costa y de las ignimbritas del CVAP es similar. Según esta observación, y considerando las edades, se presume que algunas cenizas pueden ser relacionadas con las erupciones de las calderas de Atana, Puripicar y Pujsa/Guacha (Salisbury et al. 2010). Mas correlaciones, solo basadas en edades similares, se pueden asumir con las erupciones de las calderas de Pastos Grandes, Tatio y/o Purico. En resumen, la composición química y la datación Ar-Ar de biotita permite relacionar las cenizas aflorantes en la Cordillera de la Costa del Norte de Chile con las grandes erupciones de calderas en la parte sur de la Zona Volcánica Central de los Andes. Se presume que las cenizas se originan de las nubes de ceniza que se forman encima de los flujos piroclásticos (co-pyroclastic ash cloud, Sparks y Walker, 1977). Modelos de circulación atmosférica indican que existen vientos con rumbo hacia el oeste en la alta troposfera durante el verano del hemisferio sur. Estos antecedentes tienen dos implicaciones importantes: a) los volúmenes magmáticos estimados por las grandes erupciones del CVAP (por ejemplo Atana caldera: > 2000 km3, Lindsay el al., 2001) deben ser considerados como subestimados; b) una erupción de caldera en el futuro representa una amenaza notable con la posible caída de ceniza en grandes partes del Norte de Chile.

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Comportamiento de los flujos de avalancha de detrit os de los Volcanes Llullaillaco y Tata Sabaya, Andes Cent rales I. Rodríguez 1, B. Godoy 1, G. Arancibia 2, E. Godoy 3, J. Clavero 4, C. Rojas 5. 1. Programa de Doctorado, Departamento de Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Geológicas, Universidad Católica del Norte, Avda. Angamos 0610, Antofagasta, Chile. 2. Departamento de Ingeniería Estructural y Geotécnica, Pontificia Universidad Católica de Chile, Avda. Vicuña Mackenna 4860, Macul, Santiago, Chile. 3. Tehema consultores geológicos, V. Subercaseaux 4100, Pirque, Stgo, Chile. 4. Energía Andina, Darío Urzua 2165, Providencia, Stgo, Chile. 5. Departamento de Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Geológicas. Universidad Católica del Norte. Avda. Angamos 0610, Antofagasta, Chile E-mail: inesr.araneda@gmaill.com Resumen. Los Andes Centrales corresponden a un arco volcánico comprendido entre los 14º y 27ºS. Este arco volcánico está constituido por decenas de edificios que han sido construidos en los últimos 2 Ma. Dentro de la evolución de estos edificios volcánicos algunos han sufrido un colapso total o parcial, lo que genera depósitos con características particulares. Estas características son útiles para determinar la cinemática y dinámica de las avalanchas que le han dado origen. Entre las características de estos depósitos, denominados depósitos de avalancha de detritos, se encuentran cerrillos, fallas, cordones y acantilados. En este trabajo se presenta la descripción de estructuras de los depósitos de avalancha asociados a los volcanes Llullaillaco y Tata Sabaya (Andes Centrales). Así, considerando la forma y orientación de estas estructuras, se ha podido establecer la dirección y el comportamiento de la avalancha que ha dado origen a estos depósitos. Palabras Claves: Depositos de Avlanchas de Detritos, Llullaillaco, Tata Sabaya, Andes Centrales. 1 Introducción Una avalancha de detritos es producto del colapso de un sector de un edificio volcánico bajo condiciones de subsaturación de agua (Ui, 1983). En el depósito resultante se pueden identificar diversas estructuras, entre ellas cerrillos (hummocks), albardones (levées), acantilados (cliffs) marginales y distales, remanentes de canales de ríos temporales, y el anfiteatro (amphitheater), las cuales han sido utilizadas para determinar la dinámica y cinemática de las avalanchas de detritos (e.g. Clavero et al., 2003; Shea et al., 2008).

Dentro de la actual cadena volcánica (26 – 0 Ma) asociada a los Andes Centrales, Francis y Wells (1988) han identificado al menos 14 edificios con colapsos asociados a su evolución. Edificios cuyos colapsos se han generado en las últimas decenas de miles de años, presentan depósitos propicios para el estudio de este tipo de eventos (e.g Parinacota, Ollagüe, Socompa, San Pedro). Esto, debido a la baja erosión asociada a la aridez de esta zona, lo que facilita su conservación (Francis y Wells, 1988). Como

caso de estudio se presentan los volcanes Llullaillaco y Tata Sabaya. Estos volcanes han sufrido colapsos parciales, y en sus depósitos se pueden encontrar diversas estructuras que permiten determinar la movilidad de las avalanchas que los han generado.

2 Depósitos de avalanchas de detritos

El volcán Llullaillaco se encuentra ubicado en el límite Chile-Argentina. Su cima alcanza los 6723 m s.n.m. y corresponde a un estratovolcán de composición predominantemente dacítica (Gardeweg et al., 1984). El depósito de avalancha de detritos de este volcán se distribuye en el flanco oriental de éste y alcanza extensiones de hasta 22 km desde su posible origen. Este depósito cubre un área superior a los 137 km2 y su origen está relacionado con el colapso parcial del edificio ancestral del volcán. Se caracteriza por presentar bloques subangulosos de composición dacítica, encontrándose hacia sus zonas distales material de origen salino, pertenecientes a las Salinas del Llullaillaco. La edad del colapso del edificio volcánico como único evento se estima entre 170 ± 40 ka y 1.0 ± 0.2 Ma (Rodríguez I, 2010), siendo la edad máxima del colapso..

El volcán Tata Sabaya (5.430 m s.n.m) está localizado en el altiplano boliviano, en la zona volcánica central activa. Corresponde a un estratovolcán con lavas andesítico-dacíticas, y lava-domos, domos, y depósitos de flujo piroclásticos dacíticos (de Silva et al., 1993). El depósito asociado al colapso parcial de este volcán tiene forma de T invertida y se distribuye sobre el flanco sur del volcán y el borde norte del Salar de Coipasa. Alcanza una longitud máxima de 23 km y presenta un área de ~250 km2 y 6 km3 de volumen. Este depósito se encuentra constituido por bloques de composición dacítica, depósitos lacustres y fragmentos de bombas volcánicas de composición andesítica-basáltica. El colapso que dió origen a este depósito habría ocurrido entre los 6 y 16 ka (Godoy et al., in prep).

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3 Características de los depósitos La avalancha de detritos del Llullaillaco se caracteriza por presentar diversas estructuras, tales como, albardones, cordones, lóbulos, cerrillos, discontinuidades y escarpes (Fig. 1). Las estructuras más abundantes en este depósito son los cerrillos, los cuales se presentan de forma longitudinal, algunos formando cordones a lo largo del depósito, en tanto que otros son transversales, agrupándose en algunos sectores (Fig.1). Los cerrillos varían en su longitud y volumen, disminuyendo de tamaño a medida que el depósito se aleja del volcán. Además, es posible diferenciar entre estas estructuras cerrillos primarios, (generados durante el transporte de la avalancha), cercanos al edificio volcánico, y cerrillos secundarios (originados por la propagación de la avalancha), ubicados en las proximidades de las Salinas del Llullaillaco. En los cerrillos se observan bloques lávicos, de composición dacítica, los cuales presentan estructuras tipo jigsaw y bordes subangulosos.

Estructuras similares han sido reconocidas dentro del depósito de avalancha de detritos del volcán Tata Sabaya (Fig. 1). De igual manera, cerrillos primarios y bloques Toreva (sensu Reiche, 1936) se distribuyen hacia zonas proximales del depósito y cerrillos secundarios, y de menor tamaño, se localizan sobre el borde norte del Salar de Coipasa. Fallas normales e inversas han sido identificadas en este depósito, así como también dentro de cerrillos, y estructuras de deformación (e.g. slumps, pliegues) se encuentran en la base de los cerrillos y en la superficie del Salar de Coipasa. Bloques localizados hacia la parte superios de los cerrillos muestran marcas de impacto (Clavero et al., 2006). Además, secuencias estratigráficas se encuentran preservadas en el interior de algunos cerrillos. Estas secuencias, en algunos casos se encuentran plegadas, basculadas y/o desplazadas por fallas. 4 Dinámica de las avalanchas de detritos. La morfología de los cerrillos y las estructuras presentes en el depósito de avalancha son importantes para comprender la dinámica del transporte y la interacción con el sustrato, siendo los obstáculos topográficos influyentes en la morfología de los depósitos. Por otra parte, estructuras presentes en los depósitos permiten inferir la dirección y sentido del flujo de las avalanchas que le han dado origen (e.g. Shea et al., 2008). En el caso del volcán Llullaillaco, el flujo que dió origen al depósito tuvo su movimiento hacia el oriente del edificio volcánico, y fue desviado al pasar por el Cerro Rosado dividiendo la avalancha en dos lóbulos principales. Además, la presencia de estructuras en bloques, tales como jigsaw, y los bordes subangulosos que éstos presentan, sugieren que algunos bloques lávicos flotaron durante el

transporte, existiendo poca rotación y abrasión debida al choque entre ellos. Otros bloques fueron fracturados durante el avance de la avalancha. Esto ha sido observado para otras avalanchas (e.g. Monte Santa Helena; Glicken, 1996), proponiéndose un flujo de tipo grain flow para éstas. En este tipo de flujo las partículas (bloques en el caso de las avalanchas de detritos) chocan y crean dispersión de stress normal al movimiento del flujo de material (Iverson, 1997).

Para el volcán Tata Sabaya la dirección inicial de la avalancha fue hacia el sureste. Esta dirección varió cuando la avalancha entró en el Salar de Coipasa, dividiéndose en dos lóbulos principales: uno que continuó el movimiento hacia el sureste, y otro en dirección sur. Además, la presencia de marcas de impactos, la conservación de secuencias estratigráficas originales y la presencia de estructuras de deformación (e.g. slumps, pliegues), así como la incorporación de material de sustrato en cerrilos distales sugieren que el movimiento de la avalancha del volcán Tata Sabaya es similar a un flujo tipo plug flow. En este tipo de movimiento, el cizalle es acomodado en la parte basal de la avalancha, la cual se encuentra dúctil, generándose estructuras de deformación (e.g Takarada et al., 1999). Este tipo de flujo también explicaría la erosión del sustrato e incorporación de este material en la avalancha. Las diferencias entre los tipos de flujos de las avalanchas del volcán Tata Sabaya (plug flow) y Llullaillaco (grain flow), se deben principalmente a variaciones topográficas, y al material incorporado en los flujos durante sus respectivos avances. En el caso del volcán Tata Sabaya, existe una combinación de fragmentos de lavas y de depósito piroclástico provenientes del paleoedificio, con material salino incorporado durante el avance de la avalancha. Este material salino se habría encontrado en estado plástico, dando mayor viscosidad al movimiento. Además, la avalancha ingresa a una superficie libre de obstáculos topográficos, lo que permite mayor libertad en su movilidad. En el caso del volcán Llullaillaco, aunque existe la presencia de material salino y depósitos piroclásticos, el material presente en el depósito es principalmente de carácter frágil (bloques lávicos). Esta característica permite un flujo de carácter rígido. Por otra parte, el flujo se enfrenta a diversos obstáculos topográficos, lo que modifica su comportamiento. Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado por los proyectos Fondecyt N° 1040137 y 1070162. I.R. y B.G. son candidatos a Doctor becados por CONYCIT. Los autores agradecen a los Sres. G. Pocoaca, H. Uribe M. Paredes y Pancho (SERGEOTECMIN, Bolivia), E. Polanco (UNAM, México), I. Petrinovic y P. Grosse (Universidad de Salta,

554

Argentina), y J. Lemp (SERNAGEOMIN, Chile) por la colaboración prestada durante las campañas de terreno.

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Figura 1 : Mapa estructural de los depósitos de avalancha de detritos del volcán Llullaillaco y Tata Sabaya. En a) la imagen muestra las coladas de lava de la unidad, LLU I (color pardo oscuro) correspondientes a flujos lávicos de composición dacítica pertenecientes al Pleistoceno, y la unidad LLU II (color pardo claro) correspondiente al segundo evento lávico de composición andesítica-dacítica de edad Holoceno. Se observa la avalancha del volcán Llullaillaco, ubicado al sureste del edificio volcánico, ésta rodea al Cerro Rosado separando el flujo en dos lóbulos, además alcanza las proximidades de las Salinas del Llullaillaco. En b) se muestra un mapa geológico simplificado del volcán Tata Sabaya. En éste se indican las principales litologías distribuidas en el volcán Tata Sabaya. En fallas de desplazamiento, flechas indican sentido de movimiento relativo.

a b

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Proyecto Observatorio Volcanológico de los Andes de l Sur- OVDAS dentro del Plan Nacional de Vigilancia Volcánica Fernando Gil Cruz 1 1 Observatorio Volcanológico de los Andes del Sur, OVDAS – Sernageomin. Email: fgil@sernageomin.cl Resumen. SERNAGEOMIN a través del programa Red Nacional de Vigilancia Volcánica – RNVV-, en operación desde el año 2009 tiene el objetivo de monitorear e investigar la actividad volcánica del país. Se ha diseñado una primera etapa en la cual se realizará la vigilancia instrumental de 43 volcanes, a la vez que se elaborarán mapas de amenaza volcánica para los mismos centros volcánicos, por medio de los proyectos de Observatorio Volcanológico de los Andes del Sur – OVDAS- y el Proyecto de Riesgo Volcánico – PRV-. La instrumentación proyectada para el desarrollo del OVDAS se ha diseñado en tres categorías diferentes, de acuerdo al “ranking” de los diferentes volcanes, desde un monitoreo considerado de alta calidad que permita el modelamiento de procesos complejos hasta un monitoreo básico que determine el nivel base de actividad volcánica. Se describe aquí la metodología, los alcances y el estado actual del OVDAS, lo cual ha permitido pronosticar con éxito la erupción del Cordón Caulle en junio 4 de 2011, así como atender oportunamente otras crisis volcánicas como las de los volcanes Hudson (2011) y Láscar (2012). Palabras claves: Monitoreo, actividad volcánica, instrumentación. 1. Introducción La vigilancia volcánica instrumental se inició en Chile a partir de 1996, con la creación del Observatorio Volcanológico de los Andes del Sur – OVDAS- ubicado en la ciudad de Temuco, con el fin de monitorear los volcanes de la Zona Volcánica Sur Central – ZVSC- especialmente los volcanes Villarrica y Llaima. A raíz de la erupciones de los volcanes Llaima y Chaitén en el año 2008, se diseñó el plan Red Nacional de Vigilancia Volcánica – RNVV- , el cual consta de dos componentes básicos: (1) el Proyecto de Riesgo Volcánico –PRV – y (2) el Observatorio Volcanológico de los Andes del Sur – OVDAS, el cual constituye el reforzamiento del observatorio ya existente y la ampliación de su cobertura de estudio. Así, el monitoreo se extenderá en esta primera etapa a 43 volcanes activos, seleccionados mediante la aplicación de una metodología descrita por Lara et al (2008) y Lara (2009) basados en el sistema NVEWS (Ewert et al, 2005) de acuerdo a la amenaza asociada a su actividad volcánica, teniendo en cuenta: tipo y frecuencia de erupciones, duración de la actividad eruptiva,

actividad histórica, impacto sobre la actividad humana e infraestructura, e interés científico (Fig. 1). 2. Metodología e instrumentación 2.1 Objetivo Fundamental La razón de ser del OVDAS se puede expresar como: Monitorear, investigar y evaluar los fenómenos volcánicos ocurridos en su área de influencia, de manera continua y permanente, de tal manera que con el conocimiento siempre creciente de ellos se provea información confiable y oportuna a la comunidad y a la ONEMI (Oficina Nacional de Emergencia) para desarrollar acciones comunitarias en torno a la mitigación de los riesgos por estos fenómenos, a la vez que constituirse en foco de desarrollo del conocimiento en torno a las geociencias (Fig. 2). 2.2 Criterios básicos El nivel de instrumentación diseñado para el OVDAS será diferente de acuerdo a la categoría de cada volcán, tomando como base los criterios de USGS (2008) además de otras experiencias y ajustado al recurso económico disponible. Se trata de establecer una estrategia de monitoreo proactiva en lugar de reactiva, con el objetivo de detectar e interpretar correctamente el fenómeno volcánico para proveer alertas tempranas y certeras, teniendo como base una continuidad en la adquisición de datos en tiempo real, con un monitoreo 24/7. De esta manera, se han clasificado los 43 volcanes objeto de estudio en tres categorías, siendo los tipo I, aquellos de mayor amenaza, diseñándose una instrumentación que permita un monitoreo de muy alto nivel, con la posibilidad de, además de definir patrones precursores de actividad eruptiva, realizar investigaciones tal que se puedan modelar procesos volcánicos complejos. Los volcanes clasificados como tipo II tendrán la aplicación de la mismas disciplinas que los tipo I, pero con una cobertura menor, tal que también se puedan determinar los patrones precursores, pero la investigación irá hasta la modelación general de los procesos ocurridos en su interior. Los volcanes tipo III tendrán una instrumentación que garantice un monitoreo mínimo que permita determinar su nivel base de actividad.

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Figura 1. Clasificación de volcanes activos de Chile (tomado de Lara et al 2008 y modificado por Lara). Para el desarrollo de esta primera etapa de la RNVV se consideró realizar el estudio de los volcanes comprendidos en las categorías Muy alta, Alta y Moderada, lo que significa monitorear 43 volcanes. Se resalta el hecho de que esta clasificación es dinámica, dependiendo del conocimiento que se tiene de la actividad volcánica. Se indica que el volcán Chaitén estaba considerado en el “ranking” 40 antes de su erupción en 2008 y después de ella se ubica en la posición número 9.

Figura 2. Esquema que muestra los tres componentes básicos de la misión del OVDAS, dirigidos al desarrollo de la sociedad en torno al fenómeno volcánico. 2.3 Diseño de instrumentación y operación El sistema de trasmisión de las señales provenientes de las diferentes redes de monitoreo está basado en la aplicación de telemetría digital UHF con digitalización remota, cuyas señales son recepcionadas en diferentes nodos ubicados estratégicamente, desde donde son retransmitidas vía satélite a un HUB central en Temuco, donde se realiza la adquisición y el procesamiento de los datos. El sistema de transmisión satelital permite cubrir la geografía del país y garantizar la estabilidad, eficiencia y robustez necesarias para el volumen y tipo de

información transmitida. Adicionalmente se considera la existencia de centros de apoyo regionales en Coihaique, Talca y Antofagasta, de los cuales actualmente opera el primero. La estructura metodológica es multidisciplinaria con la aplicación de técnicas de Sismología, Acústica, Geodesia, Geofísica, Geoquímica, Observaciones visuales, Sensores remotos, Geología, con el apoyo de grupos de Electrónica y Sistemas, así como de una organización Administrativa y de Gestión. Para el monitoreo se han diseñado cuatro (4) observatorios virtuales, tal que existan grupos técnico-científicos asignados a cada uno de ellos. En cada observatorio virtual, la vigilancia 24/7 es realizada por medio de turnos de 24 horas de estudiantes analistas bajo la dirección de un sismológo quien está disponible igualmente las 24 horas. 2.4 Sistema de alertas volcánicas Para cumplir con el objetivo último del monitoreo y estudio de la actividad volcánica, la comunicación a la comunidad para la mitigación de los efectos de dicha actividad, se ha diseñado un sistema de alertas volcánicas (Fig. 3), el cual tiene su sustento en el diagnóstico de la actividad realizado con base en los resultados de los estudios e indicadores del monitoreo permanente. Aunque cada volcán presenta particularidades en su comportamiento, el sistema de alertas es general para todos, por lo cual debe ajustarse a varios estilos, tamaños y duraciones de actividad volcánica, tener un formato sencillo para la comprensión de la comunidad, trabajar

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igualmente bien durante el aumento o disminución de la actividad y tener un manejo adecuado al principio de precaución. De acuerdo al nivel de alerta, OVDAS emite reportes de actividad volcanica (RAV) periódicos, tal que en nivel

Verde se emite un reporte de actividad mensual, en Amarillo, cada quince días y ne niveles Naranja y Rojo, los reportes son diarios. Adicionalmente, en casos de sismos y/o actividad anómala importante en un volcán determinado, se emite un reporte especial de actividad volcánica (REAV).

Figura 3. Sistema de alertas volcánicas utilizado en OVDAS. Al nivel de alerta representado por un diferente color se le asignan ciertos atributos, como el estado de actividad relacionado, el tiempo probable para una erupción y los escenarios posibles. Nótese en estos últimos que se considera cuando la actividad está en ascenso y cuando está decreciendo. 3. Estado actual La meta a cumplir en esta primera etapa (2009 – 2013) es lograr tener monitoreados 43 volcanes, aunque no con la totalidad de la instrumentación diseñada. Para el final del 2012, debemos tener 30 volcanes con monitoreo, de los cuales actualmente están instrumentados 27, con un número de estaciones, de diferentes disciplinas, igual a 115. Dado que la sismología ofrece una información más clara que las demás disciplinas con respecto a la actividad volcánica, se la ha dado énfasis a la instalación de este tipo de estaciones. De otro lado, están operativos tres (3) observatorios virtuales, con tres (3) grupos de trabajo con monitoreo 24/7, lo que ha permitido pronosticar la erupción del Cordón Caulle en junio 4 del 2012 y atender varias crisis volcánicas como las de los volcanes Hudson en 2011, y Láscar a principios de 2012, entre otros, manteniendo un

flujo de información constante y permanente con los organismos y autoridades encargados de la protección civil. Referencias Ewert, J. W., Guffanti, M., and Murray, T. L.: An assessment of

volcanic threat and monitoring capabilities in the United States: Framework for a National Volcano EarlyWarning System (NVEWS), US Geological Survey Open-File Report 2005-1164,62 pp., 2005.

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ALERTA Estado de actividadTiempo para

erupciónEscenario posible

AMARILLO Cambios en el

comportamiento de la actividad volcánica

Semanas/Meses

Variaciones en los niveles de parámetros derivados de la vigilancia que indican que el volcán está por encima de su umbral base y que el proceso es inestable, pudiendo evolucionar aún aumentando o disminuyendo esos niveles. Pueden registrarse fenómenos como: enjambres sísmicos (algunos de ellos sentidos), emisión de ceniza, lahares, cambios morfológicos, ruidos, olores de gases volcánicos, entre otros; que pueden alterar la calidad de vida de las poblaciones en la zona de influencia volcánica. O disminución o retorno después de un nivel superior, indicando que la actividad volcánica ha decrecido significativamente, retornando a su equilibrio o se encuentra cercano al umbral base, pero se continúa el monitoreo exhaustivo por una posible reactivación.

NARANJAErupción probable o

retorno después de etapa eruptiva

Días/Semanas

Variaciones significativas en el desarrollo del proceso volcánico derivadas del análisis de los indicadores de los parámetros de vigilancia, con dos diferentes situaciones a considerar: (1) Incremento con alta probabilidad de evolucionar en evento(s) eruptivo(s) de carácter explosivo o efusivo, (2) ocurrencia de erupción menor la cual genera una amenaza limitada hacia la población e infraestructura existente. O disminución o retorno después de una fase eruptiva, indicando que el proceso se haya en una etapa de descenso, con características que determinan que aún el sistema volcánico es inestable.

El volcán puede estar en un estado base que caracteriza el periodo de reposo o quietud, o registrar actividad sísmica, fumarólica u otras manifestaciones de actividad en superficie que afectan fundamentalmente la zona más inmediata o p róxima al centro de emisión, por lo que no representa riesgo para las poblaciones y actividades económicas de su zona de influencia.

Proceso eruptivo en proceso, cuyo clímax se puede alcanzar en horas o evento eruptivo de alta amenaza en curso. La fase eruptiva, sea explosiva o efusiva, puede estar compuesta de varios episodios. El tiempo de preparación y respuesta es muy corto.

ROJO

VERDE Meses/Años

Horas/Erupcion en Progreso

Volcan activo Comportamiento Estable

(No riesgo inmediato)

Erupcion inminente o en curso

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Los sistemas hidrotermales de Chile central (33-36° S) Oscar Benavente 1,2*, Felipe Aguilera 2,3, Francisco Gutiérrez 1,2, Franco Tassi 3, Martin Reich 1,2 y Orlando Vaselli 4. 1 Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile. 2 Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA), Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile. 3 Departamento de Geología, Facultad de Ingeniería, Universidad de Atacama, Copayapu 485, Copiapó, Chile. 4 Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Florencia, Via La Pira 4,50121, Florencia, Italia. * E-mail: oscar.benavente.zolezzi@gmail.com Resumen. La génesis de los sistemas hidrotermales de Chile central se relaciona a la transferencia de masa y energía desde las cámaras magmática de los volcanes cuaternarios, la interacción con las rocas de la cordillera principal y la dilución con agua meteórica. Dos dominios de manifestaciones termales se identifican: alta y baja cordillera. Las manifestaciones termales de alta cordillera corresponden a campos fumarólicos, manantiales calientes y fríos, piscinas burbujeantes y piscinas de barro, mientras que las de baja cordillera corresponden a manantiales fríos. Las variaciones longitudinales y latitudinales en el tipo, química e isotopía de las manifestaciones termales se pueden explicar por la cercanía a la estructura volcánica y el estado termal de la corteza. Palabras Claves: Sistemas hidrotermales, Geotermia. Geoquímica de Fluidos. 1 Introducción A pesar del gran potencial geotérmico estimado para Chile (16.000 MW; Lahsen, 1986; Lahsen et al., 2010), la falta de políticas gubernamentales y el escaso conocimiento científico acerca de los sistemas geotérmicos Andinos, han impedido una desarrollo fructífero en la exploración y explotación de este recurso. Chile central (33-36°S) es un buen ejemplo de esto. Esta zona se caracteriza por un gran potencial geotérmico, ya que convergen características geodinámicas que favorecen la ocurrencia de sistemas geotermales, como (Gupta y Roy, 2007): (i) fuentes de calor dada por las cámaras magmática producto del volcanismo cuaternario, (ii) recarga de agua meteórica favorecida por el clima, y (iii) fallas y fracturas que permiten la circulación de fluidos a través de la corteza. A pesar del gran potencial geotérmico de Chile central (4000 W), actualmente sólo existen dos zonas en las cuales se han hecho pozos exploratorios (Tinguiririca y Calabozos), lo que se condice bien con el escaso conocimiento de base sobre los sistemas geotermales de la zona (Benavente y Gutiérrez, 2011; Martini, 2008; Hauser, 1997; Grunder et al., 1987). Este trabajo presenta un avance en el conocimiento general de los sistemas hidrotermales de Chile central en base a los resultados analíticos de la composición química e isotópica de las diferentes manifestaciones termales obtenidos hasta el momento, así poder entender el desarrollo de los sistemas geotermales en Chile central (33°-36°S), su

relación genética con el volcanismo Cuaternario, y la influencia del estilo estructural que controla tanto espacial como temporalmente su ocurrencia. 2 Geología Chile central es una franja de 500 km pertenecientes a la parte norte de la Zona Volcánica Sur (ZVS), cuyos rasgos morfoestructurales principales que la caracterizan corresponden a franjas Norte-Sur, que de Oeste a Este son (Figura 1): Cordillera Costa (CC), Depresión Central (DC), y Cordillera Principal (CP); siendo éste último el lugar más importante en este trabajo, ya que es donde se ubica el volcanismo actual y la mayoría de las manifestaciones termales. La geología de la CP se puede dividir en dos franjas principales (Figura 1; Farías et al., 2010): la zona occidental correspondiente a un basamento de rocas volcánico-sedimentarias e intrusivos (ej. lavas, tobas, conglomerados, granitoides) de edad Cenozoica; y la zona oriental correspondiente a rocas sedimentarias marino-continentales (ej. areniscas, conglomerados, calizas, yesos) de edad Mesozoica. Estructuralmente la CP también se puede dividir en dos, coincidiendo con la división de la geología (Figura 1). En la parte Oeste existen fallas inversas pertenecientes al sistema de falla Pocuro-San Ramón (SFPS) asociadas a la inversión de la Cuenca de Abanico (Farías et al., 2010 y referencias en él). En cambio, las estructuras desarrolladas en la parte Este de la CP son fallas inversas asociadas a las fajas plegadas y corridas de Aconcagua (FPCA) entre los 33º-34ºS y Malargue (FPCM) entre los 34º-37ºS (Farías et al., 2010). Las dos franjas de la CP se encuentran en contacto a través de fallas al sistema de falla El Diablo-Las Leñas Espinoza-El Fierro (SFELE), que corresponde a fallas inversas con vergencia Este, asociada la inversión de la cuenca de abanico (Farías et al., 2010 y referencias en él). 3 Distribución de las manifestaciones

termales En Chile central diferentes áreas hidrotermales activas han sido identificadas y caracterizadas (Grunder et al., 1987; Hauser, 1997; Benavente y Gutiérrez, 2011), dando cuenta

559

de los diferentes tipos de manifestaciones termales existentes (manantiales fríos y calientes, piscinas burbujeantes, piscinas de barro, fumarolas y lagunas cratéricas). La mayoría de éstas manifestaciones se encuentran en la CP, donde espacialmente están controladas por la existencia de los diferentes sistemas de falla existentes (Figura 1). En la parte Oeste de la CP, a lo largo del SFPS, sólo manantiales fríos pueden ser encontrados. La parte central de la CP, a lo largo del SFELE, se caracteriza por sus volcanes activos con lagunas cratéricas y/o fumarolas, campos fumarólicos, piscinas de barro, manantiales burbujeantes y manantiales calientes y fríos. Finalmente, asociado tanto a la FPCA y la FPCM posee tanto piscinas burbujeantes, como manantiales fríos y calientes. Un rasgo llamativo en las manifestaciones termales de Chile central es la ocurrencia variable de campos fumarólicos, en donde en la porción norte (33-34.5°S) no existen fumarolas catastradas a excepción de las encontradas sobre los volcanes Tupungatito y San José. En cambio en la porción sur (34.5-36°S) al menos 4 campos fumarólicos han sido catastrados (Grunder et al., 1987; Benavente y Gutiérrez, 2011; Clavero et al., 2011) además de los ubicados sobre los volcanes con actividad fumarólica (Tinguiririca, Planchón-Peteroa y Quizapu). 4 Resultados La temperatura de salida de las manifestaciones termales varía entre 6 y 98.2°C, el total de sólidos disueltos (TSD) varía entre 170 y 42000 mg/lt y el pH de las aguas varía entre 0.34 y 9.3. Los elementos mayores de las aguas están caracterizados por la presencia de Cl (1.6 - 14959 mg/lt), HCO3 (5.4 - 1434.4 mg/lt), SO4 (2.4 – 12598 mg/lt), Na (21.3 – 9950 mg/lt), Ca (1.1 – 1818 mg/lt), K (1.3 – 728.7 mg/lt), Mg (0 – 376.5 mg/lt) y SiO2 (11.5 – 267.4 mg/lt). El contenido de δ36S-SO4 es variable entre 0.01 y 19.7‰ (Hauser, 1997). La composición isotópica del agua varía para δD entre -50.9 y -117.7‰ V-SMOW y para δ18O entre -15.8 y -4.23‰ V-SMOW. La composición isotópica de δ

13C-CO2 (V-PDB) y de He expresada en Ra/R, en los gases disueltos en las manifestaciones termales varían entre -14.3 y -5.9‰, y 0.68 y 1.27‰ respectivamente. 5 Discusiones Basado en la distribución espacial y en la química de las manifestaciones termales de Chile central, dos dominios son reconocidos: Alta y Baja Cordillera (AC, BC). El dominio de AC comprende todas las manifestaciones termales asociadas con los centros volcánicos y yacen sobre las trazas de los sistemas de falla El Diablo-Las Leñas Espinoza-El Fierro y las fajas plegadas y corridas de Aconcagua y Malargue. Éstas manifestaciones tienen

una temperatura variable entre 6 - 98.2°C, pH variables entre 0.3 - 7.6 y un TSD que varía entre 180 y 42000 mg/lt. La composición de estas aguas es diversa existiendo aguas cloruradas salinas neutras (con TSD de hasta 35000 mg/lt), aguas bicarbonatadas con pH variables entre 5.8 - 8, aguas sulfato-cloruradas salinas ácidas (con TDS de hasta 42000 mg/lt), y aguas sulfato-ácidas (Figura 2). Por otro lado, el dominio de BC comprende todas las manifestaciones termales asociadas al sistema de falla San Ramón-Pocuro, cuya temperatura varía entre 18.2 y 28°C y su TSD no supera los 1000 mg/lt. La composición de estas aguas es mayoritariamente bicarbonatada sódica con un pH que varía entre 7 y 9 (Figura 2). De acuerdo a la razón R/Ra y los valores isotópicos de δ13C-CO2, los fluidos termales de ambos dominios (AC y BC) provienen sólo del sistema hidrotermal. Mientras que la composición isotópica de δ18O y δD muestran que el origen de las aguas se debe a la circulación de agua meteórica. La razón molar de los elementos (Na+Ca+Mg+K)/(Cl+SO4+HCO3/2+SiO2) es similar a 1 para las manifestaciones termales de ambos dominios (exceptuando las de las lagunas cratéricas), sumado a los valores isotópicos de δ36S-SO4, se observa la influencia litológica de la zona (e.g. yeso, caliza, feldespatos) en la composición química e isotópica de las aguas. La geotermometría de las aguas cloruradas muestra que existen variaciones importantes de las temperaturas de equilibrio de Norte a Sur. Entre los 33-34°S las manifestaciones de la AC tienen temperaturas de equilibrio variables entre 100 y 150° estimadas por los geotermómetros de mayor cinética de reacción (Na-K y Na-K-Mg), y entre 200 y 250°C para los geotermómetros de menor cinética de reacción (Na-K-Ca). En cambio entre los 34-36°S las temperaturas estimadas por los geotermómetros de mayor cinética de reacción varía entre 200 y 250°C, y los de menor cinética de reacción varían entre 300-350°C. Con los datos obtenidos hasta el momento se puede plantear que los sistemas hidrotermales de Chile central son producto de la transferencia de masa y energía desde las cámaras magmáticas cuaternarias y la posterior interacción de éstos con la roca circundante y el agua meteórica en diferentes proporciones. Ésto explicaría de buena manera las diferencias longitudinales del tipo de manifestaciones existentes entre la BC y AC, a pesar que la química e isotopía de las aguas insinúan un origen común. Es así como en la AC la distribución de las manifestaciones termales es la típica de sistemas volcánicos activos (e.g. aguas cloruradas periféricas, aguas sulfato-ácidas en las zona del upflow, y aguas bicarbonatadas entre ambas zonas; Gupta y Roy, 2007), mientras que las manifestaciones pertenecientes a la BC son en su mayoría aguas bicarbonatadas sódicas que

560

podrían se explicadas por la interacción y dilución de las de las aguas cloruradas profundas con aguas meteórica y rocas carbonatadas, durante la circulación a través del sistema de falla Pocuro-San Ramón. Por otro lado, las diferencias Norte-Sur existentes en las temperaturas de equilibrio de las manifestaciones termales maduras y la ocurrencia de campos fumarólicos podrían ser explicadas por (i) variaciones en el input magmático desde las cámaras magmáticas a los sistemas hidrotermales respectivos (Benavente y Gutiérrez, 2011; Clavero et al., 2011) y/o (ii) variaciones en el estado termal de la corteza producto de la disminución del espesor cortical de Norte a Sur, o de la profundidad de la cámara magmática. Agradecimientos Los autores agradecen a las siguientes fuentes de financiamiento: (i) MECESUP UCH-0708 por el financiamiento de la beca de doctorado del autor principal, (ii) FONDAP-Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA), por el financiamiento de los equipos de terreno, el trabajo de campo y la asistencia a congresos y (iii) PBCT-PDA07 por financiar equipo de trabajo y trabajo de campo. (iv) FONDECYT Iniciación en Investigación Nº11100372 “Role of climate, continental crust and subducted sediments in the degassing style and fluid composition of Andean volcanoes” a cargo del Dr. Felipe Aguilera, por financiar trabajo de campo. (v) CONICYT “Programa de pasantías en el extranjero para investigadores; profesionales del sector privado; profesionales y funcionarios de instituciones públicas” por el financiamiento de la pasantía para el análisis de las muestras en la Universidad de Florencia. Referencias Benavente, O. and Gutiérrez, F. (2011): “Magmato-hydrothermal

systems associated to Planchón-Peteroa and Descabezado

Grande-Quizapu-Cerro Azul volcanix complex, VII Region, Chile.” Society for Geology Applied to Mineral Deposits, Antofagasta, Chile.

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Grunder, A., Thompson, J., Hildreth, W., 1987. The hydrothermal

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Figura 1. Geología de Chile central (33-36ºS). Modificado de Cembrano and Lara (2009).

561

Estudio preliminar de exploraciónla cuenca del Biob ío

1Bárbara Blanco-Arrué, 1Natalia Carmona1Departamento de Geofísica, Facultad de Ciencias Físicas y Concepción, Chile. 2P,rograma de Doctorado en Cs. Geológicas, Universidad de Concepción, Casilla 1603Programa de Doctorado en Cs. De los Recursos Naturales, Universidad de la Frobarbarablanco@udec.cl, nataliaacarmona@udec.cl,roabarca@udec.cl,ivo.fustos@tigo.cl,r.orrego@ufromail.cl. Resumen. Utilizando imágenes Landsat 7 +ETM (adquisición del dato: 20 de febrero, 2003) se han caracterizado varias zonas de la región de Bíobío como regiones probablemente termales, basándonos en información geológica y geoquímica. A su vez, se ha realizado una conversión de niveles digitales (ND) a reflectancia haciendo uso de la corrección de radiancia (Método de Chavéz, 1996), además de la corrección topográfica. Con lo cual, es posible elaborarclasificación supervisada. Luego, con lafirmas espectrales características de los minerales que se encuentran en zonas termales (Rocas ígneas, volcánicas, etc.) se interpretan estos resultados, analizando comparaciones con la información geológica, y concluir zonas propicias para la extracción de energía geotérmica en la zona central de Chile. 1 Introducción

En la zona central de Chile se conoce una gran cantidad de áreas termales con manifestaciones a temperaturas mayores de 30°C. De ellas, al menos la mitad sobrepasan los 60°C alcanzando en varios casos el punto de ebullición. Normalmente las áreas de manifestaciones termales de mayor temperatura se encuentran ubicadas en las cercanías de centros volcánicos activos. A pesar de ello, la composición química de sus aguas no siempre muestra un aporte significativo e fluidos de origen magmático (,1985). Podemos considerar la cuenca del BíoBío en 2 sectores; el sector superior lo componen los ríos Bío-Bio y Laja, en el cual se observan influencias de tipo volcánica y sedimentaria que se extienden en la plataforma Pie de Monte y depresión central, hasta la cordillera de la costaPor otro lado, el sector bajo de la cuenca se encuentra levemente influenciado por rocas sulfuradas, las que no presentan incidencia en la calidad del agua debido a características, tales como: Cubierta vegetal, tipos de suelo, entre otros. En su totalidad la zona comprende rocas terciarias, donde se encuentran formaciones de; rocas volcánicas del pleistoceno (depósitos andesíticos o basálticos ubicadas principalmente en la parte alta del río Duqueco), rocas volcánicas del cretácico inferior(lavas y brechas basálticas a andesíticas, rocas piroclásticas, andesíticas a riolítcas en la zona central de la cuenca) y rocas volcanosedimentarias del cretácico

preliminar de exploración geoter mal en zonas de ío

Natalia Carmona -Herrera, 1Rodrigo Abarca del Río, 1,2Ivo Fustos Toribio, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Concepción, Casilla 160

Geológicas, Universidad de Concepción, Casilla 160-C, Concepción, Chile.Programa de Doctorado en Cs. De los Recursos Naturales, Universidad de la Frontera, Temuco, Chile.

barbarablanco@udec.cl, nataliaacarmona@udec.cl,roabarca@udec.cl,ivo.fustos@tigo.cl,r.orrego@ufromail.cl.

Utilizando imágenes Landsat 7 +ETM (adquisición del dato: 20 de febrero, 2003) se han

zonas de la región de la cuenca del rio ío como regiones probablemente termales,

basándonos en información geológica y geoquímica. A su vez, se ha realizado una conversión de niveles digitales (ND) a reflectancia haciendo uso de la corrección de radiancia (Método de Chavéz, 1996), además de la

es posible elaborar una , con la utiización de

firmas espectrales características de los minerales que se as ígneas, volcánicas,

estos resultados, analizando con la información geológica, y concluir

zonas propicias para la extracción de energía geotérmica

ile se conoce una gran cantidad de áreas termales con manifestaciones a temperaturas mayores de 30°C. De ellas, al menos la mitad sobrepasan los 60°C alcanzando en varios casos el punto de ebullición. Normalmente las áreas de manifestaciones termales de

yor temperatura se encuentran ubicadas en las cercanías de centros volcánicos activos. A pesar de ello, la composición química de sus aguas no siempre muestra un aporte significativo e fluidos de origen magmático (Lahsen

cuenca del BíoBío en 2 sectores; el Bio y Laja, en el

cual se observan influencias de tipo volcánica y sedimentaria que se extienden en la plataforma Pie de Monte y depresión central, hasta la cordillera de la costa. Por otro lado, el sector bajo de la cuenca se encuentra levemente influenciado por rocas sulfuradas, las que no presentan incidencia en la calidad del agua debido a características, tales como: Cubierta vegetal, tipos de

ad la zona comprende rocas terciarias, donde se encuentran formaciones de; rocas volcánicas del pleistoceno (depósitos andesíticos o basálticos ubicadas principalmente en la parte alta del río Duqueco), rocas volcánicas del cretácico inferior-alto

brechas basálticas a andesíticas, rocas piroclásticas, andesíticas a riolítcas en la zona central de la cuenca) y rocas volcanosedimentarias del cretácico

superior - terciario inferior (areniscas, paraconglomerados, lavas andesíticas y dacíticas, intercalignimbritas, limonitas y calizas ubicadas en la parte alta del río BíoBío). (Diagnóstico y clasificación de los cursos y cuerpo de agua según objetivos de calidad, Cuenca del Rio Bio Bio, Diciembre 2004, Ministerio de obras públicas, Dirección general de aguas, Gobierno de Chile.). Cabe destacar, que estamos en presencia de los volcanes: Antuco (Estratovolcán, categoría histórico), Callaqui, Copahue (Estratovolcán, categoría histórico) y Tolhuaca (Estratovolcán de la categoría Holoceno)Figura 1). (La Energía Geotérmica: Posibilidades de desarrollo en Chile, Alfredo Lahsen Azar)

El objetivo de este estudio es analizar ciertas zonas de la cuenca del Bío-Bio, que tengan como elemento principal un volcán activo, para así determinar si estas son áreas probables para la extracción de energía geotérmica, haciendo uso de imágenes satelitales del año 2003, con las cuales se trabajará en la metodología a continuación expuesta.

Figura 1. Localización de volcanes cuaternarios. representan los volcanes activos. 2 Métodología

Teniendo a disposición la información geológica de la zona y las imágenes Landsat es posible obtener un estudio preliminar de exploración geotermal en la zona precordillerana y cordillerana de la región del BíoBío (37.198° a 37.868° S y 71.673° a 71.094 desarrollará lo siguiente:

mal en zonas de

Ivo Fustos Toribio, 3Raúl Orrego Universidad de Concepción, Casilla 160-C,

C, Concepción, Chile. ntera, Temuco, Chile.

barbarablanco@udec.cl, nataliaacarmona@udec.cl,roabarca@udec.cl,ivo.fustos@tigo.cl,r.orrego@ufromail.cl.

terciario inferior (areniscas, paraconglomerados, lavas andesíticas y dacíticas, intercalaciones de ignimbritas, limonitas y calizas ubicadas en la parte alta

Diagnóstico y clasificación de los cursos y cuerpo de agua según objetivos de calidad, Cuenca del Rio Bio Bio, Diciembre 2004, Ministerio de obras

eneral de aguas, Gobierno de Cabe destacar, que estamos en presencia de los

volcanes: Antuco (Estratovolcán, categoría histórico), Callaqui, Copahue (Estratovolcán, categoría histórico) y Tolhuaca (Estratovolcán de la categoría Holoceno) (ver

ra 1). (La Energía Geotérmica: Posibilidades de desarrollo en Chile, Alfredo Lahsen Azar)

El objetivo de este estudio es analizar ciertas zonas de la Bio, que tengan como elemento principal

un volcán activo, para así determinar si estas son o no áreas probables para la extracción de energía geotérmica, haciendo uso de imágenes satelitales del año 2003, con las cuales se trabajará en la metodología a continuación

Localización de volcanes cuaternarios. Los triángulos

Teniendo a disposición la información geológica de la zona y las imágenes Landsat es posible obtener un estudio preliminar de exploración geotermal en la zona pre- cordillerana y cordillerana de la región del BíoBío (37.198° a 37.868° S y 71.673° a 71.094 O), para lo cual se

562

a) Hacemos uso de imágenes satélite remotas (Landsat 7 +ETM), correspondientes al 20 de febrero 2003 (sitio web de donde la sacaron) Dichas imágenes están distribuidas en 8 bandas espectrales (El satélite Landsat. Análisis visual de imágenes obtenidas den sensor ETM+ Satélite Landsat, Ignacio Alonso Fernández-Coppel y Eliecer Herrero Llorente, Universidad de Valladolid, 2001imagen de esa fecha por motivo de calidad, en una ventana que iba de 1999-2003. (Fuente: http://glovis.usgs.gov/) (Ver Figura 2.-)

Figura 2. Zona de estudio, la imagen completa es la descargada vía internet, y el contorno morado es aquella la cual fue utilizada en esta investigación.

b) Al interior de la región y basándose en información geológica se determina un sitio que contemple zonas volcánicas. En este trabajo se consideran volcanes como el Tolhuaca, Lonquimay, Antuco y Copahue.

c) Por medio de SIG, se obtiene radiancia, reflectancia aparente y corregida para las bandas del satélite landsat.

La expresión de la radiancia es la siguiente:

Los parámetros de corrección (Tabla 1.-) utilizados para Landsat-7 ETM+ son los siguientes

Tabla 1. Valores para la corrección de la radiancia, utilizando imágenes de Landsat 7.

Banda

TM1 -6.2 0.768 TM2 -6.0 0.817 TM3 -4.5 0.639 TM4 -4.5 0.635 TM5 -1.0 0.128 TM7 -0.35 0.044

Ahora teniendo la radiancia (Ec. 1) y el factor corrector de la distancia Tierra-Sol, se puede calcular la reflectancia aparente (Ec. 2) de cada banda.

_′ 2

Hacemos uso de imágenes satélite remotas (Landsat 7 +ETM), correspondientes al 20 de febrero 2003 (sitio web de donde la sacaron) Dichas imágenes están distribuidas en

ndsat. Análisis visual Satélite Landsat,

Coppel y Eliecer Herrero Llorente, Universidad de Valladolid, 2001). Se escogió la imagen de esa fecha por motivo de calidad, en una ventana

2003. (Fuente: http://glovis.usgs.gov/)

Zona de estudio, la imagen completa es la descargada vía internet, y el contorno morado es aquella la cual fue utilizada

Al interior de la región y basándose en información geológica se determina un sitio que contemple zonas volcánicas. En este trabajo se consideran volcanes como el

ancia, reflectancia aparente y corregida para las bandas del satélite landsat.

es la siguiente:

(1)

para las bandas siguientes:

Valores para la corrección de la radiancia, utilizando

1957 1829 1557 1047 219.3 74.52

y el factor corrector de Sol, se puede calcular la reflectancia

2

Donde es la radiancia corregida por el método de

Chavéz min$entre el sol y el sensor (Fundamentos de Teledetección Espacial, 1996). Este método se caracteriza por su sencillez y también se denomina corrección del histograma por sus valores mínimos (Histogram Minimum Method, 1987).realizar la corrección topográfica es necesario calcular la iluminación (IL) (Ec.- 3), es decir el coseno del ángulo de incidencia (%&), relacionados por la siguiente expresión: ' %& (&

(3). Donde ( es la pendiente del terreno, cenital solar, )* el ángulo azimutal solar y orientación. Se eligió un método de corrección topográfica semiempírico conocido como correcciónobtiene la reflectancia corregida +1982]

+ _, -./01.2341.25 (4), donde

para 6 7

Se calcula un parámetro (Ec. 5.entre la pendiente () y el término independiente ((Ec. 6.-) de la ecuación de regresaión entre la (corresponde a la reflectancia obtenida en primera instancia, es decir sin corrección topográfica) y la IL. d) Se realizan combinaciones entre las bandas (Falso color, 742) con las reflectancias corregidas, como también el calculo de diferentes índices de nieve (NDSI y Ratio) para complementar la precisión y exactitud de la realización de la clasificación supervisada. Con ellcuales serán propicias para extracción geotermal. e) A partir de los valores de dicha reflectancia se realiza una asociación con las firmas espectrales (características de los minerales que tengan cierta probabilidad de estar en zonas geotermales (USGS, Spectral Viewer).

Figura 3. Firmas espectrales de los minerales seleccionados en este estudio (Alunita, Calcita, Dolomita, Hematita, C

es la radiancia corregida por el método de

$8 , y θ el ángulo Fundamentos de Teledetección

Este método se caracteriza por su sencillez y también se l histograma por sus valores

mínimos (Histogram Minimum Method, 1987). Para realizar la corrección topográfica es necesario calcular la

es decir el coseno del ángulo de ), relacionados por la siguiente expresión:

(& cos)* )

es la pendiente del terreno, & el ángulo el ángulo azimutal solar y ) el ángulo de

Se eligió un método de corrección topográfica semiempírico conocido como corrección-c, donde se

+ (Ec. 4). [Teillet et al.,

(4), donde *2<25,

'6

(Ec. 5.-) que es el cociente ) y el término independiente (7)

) de la ecuación de regresaión entre la 6 (corresponde a la reflectancia obtenida en primera instancia, es decir sin corrección topográfica) y la IL.

combinaciones entre las bandas (Falso color, 742) con las reflectancias corregidas, como también el calculo de diferentes índices de nieve (NDSI y Ratio) para complementar la precisión y exactitud de la realización de la clasificación supervisada. Con ello, enfatizar zonas, las cuales serán propicias para extracción geotermal.

A partir de los valores de dicha reflectancia se realiza espectrales (Figura 3.-)

características de los minerales que tengan cierta probabilidad de estar en zonas geotermales (USGS,

Firmas espectrales de los minerales seleccionados en este estudio (Alunita, Calcita, Dolomita, Hematita, Clorita).

563

3 Resultados y discusión A partir de las reflectancias corregidas y polígonos seleccionados, obtenemos la siguiente clasificación supervisada.

Figura 4. Resultado de la Clasificación supervisada. Cada reflectancia corregida con los polígonos considerados (la zona 1 corresponde a “agua”, la zona 2 a nieve”, la 3 a “vegetación”, 4 al “suelo y el 5 “pies y alrededores de los volcanes”).

Figura 5. Imagen correspondiente a la combinación de bandas 7-4-2, donde el recuadro amarillo muestra la zona del volcán Antuco, segundo polígono a estudiar para la asociación de minerales.

Los porcentajes asociados a cada mineral fueron los siguientes (Tabla 2.-): Tabla 2. Porcentajes asociados a cada mineral de las reflectancias corregidas correspondientes al segundo polígono (zona del volcán de Antuco). Banda/ Min.

1 2 3 4 5 7

Alunita 0.06 1.6e-4 0 0 0 0 Calcita 0 0 0 0 0 0 Dolomita 0.01 0 0 0 0 0 Hematita 2.31 9.22 11.80 13.02 0 0 Clorita 0.90 0.23 0.11 2.05 0 0

Con las clasificación obtenida anteriormente, es posible realizar la validación con puntos idealmente obtenidos de terreno, en donde logramos verificar si las zonas de nieve arrojadas por arcgis eran realmente ellas o no (Esto generó una problemática en todo el trabajo). Se logró realizar una asociación entre las firmas espectrales con las respectivas reflectancias corregidas. Este trabajo se concentró en el Volcán Antuco, debido a los resultados de nieve de la clasificación supervisada (todos los métodos convergian).

Esto nos permite dar perspectivas de posibles, o putativos lugares de exploración geotermales. En el futuro próximo, además de extender el estudio a cada una de las probables zonas de exploración geotermal (otras áreas de volcanes), se aumentará considerablemente el número de firmas espectrales. Finalmente son necesarias más campañas de medidas in situ, con lo cual corroborar los resultados aquí obtenidos. Esta campaña está ya en programación y es la segunda parte de esta investigación.

Las imágenes en tamaño original aparecen al final de este resumen. Agradecimientos La adquisición de las imágenes del satélite Landast provientes de la NASA (National Space and Space Administration) y son provistas por el USGS (United Sates Geological Survey). Además, al software de la USGS, Spectral Viewer facilitar las firmas espectrales de los minerales utilizados en esta investigación. Referencias Lahsen, A.A. , La Energía Geotérmica: Posibilidades de desarrollo en

Chile, Departamento de Geología de Ciencias Fís. Mat. , Universidad de Chile, 7 p.

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Recalificación termal de las aguas de vertiente de Los Andes - San Felipe, Región de Valparaíso Macarena Bustamante A., Renate Wall Z., Martín Lemu s H. y Jorge Vivallos C. Unidad de Recursos Energéticos, Departamento de Geología Aplicada, Servicio Nacional de Geología y Minería, Avenida Santa María 0104, Providencia, Santiago de Chile * E-mail: macarena.bustamante@sernageomin.cl Resumen. En el área de Los Andes – San Felipe (LASF) afloran ocho vertientes de norte a sur: Baños El Parrón, Termas de Jahuel, Baños La Higuera, Baños El Barro, Baños El Lobo, Termas El Corazón, Baños La Totora y Baños de Auco. Hacia el sureste, en el sector de río Blanco, aflora la fuente termal Saladillo. Se caracterizó la hidroquímica e isotopía de todas las vertientes, cuyas temperaturas, según trabajos anteriores, fluctuarían entre los 16 a 35°C, siendo consideradas como fuentes de aguas termales que se alinearían con estructuras de la Zona de Falla Pocuro (Carter & Aguirre, 1965; Hauser, 1997, 2000). Con esta información preliminar del afloramiento de aguas hipotermales, se estimó que el área de estudio podría conformar un sistema geotérmico de baja entalpía para utilización directa del calor. Las mediciones de temperatura, parámetros físicoquimicos y química de laboratorio permitieron diferenciar las 8 muestras de vertiente respecto de la muestra de Saladillo (hipotermal, clorurada sódica, salada y de muy alta conductividad eléctrica), siendo estas aguas frías, dulces moderadamente mineralizadas, bicarbonatadas y sulfatadas cálcicas, y de muy baja conductividad eléctrica. Por lo tanto, se sugiere la existencia de un circuito superficial de aguas subterráneas del acuífero Aconcagua y que eventualmente podría representar un potencial recurso geotérmico de muy baja entalpía (menos de 30°C) para uso directo, acorde a las mediciones de temperaturas realizadas en pozos hidrogeológicos. En tanto, el sector de afloramiento de Saladillo en comparación con LASF, manifiesta una muy alta anomalía termal detectada del procesamiento de imágenes satelitales. Palabras Claves: Fuentes termales, Los Andes, San Felipe, Saladillo, Región de Valparaíso 1 Introducción En el marco del proyecto “Exploración geológica para el fomento de la energía geotérmica” SERNAGEOMIN realizó un estudio multidisciplinario en el área comprendida entre Los Andes – San Felipe en la Región de Valparaíso, que incluyó el análisis de las vertientes que afloran en el sector (Bustamante et al, 2012). En el área de estudio, Hauser (1997) y Risacher y Hauser (2008) indicaron la presencia de 8 afloramientos de agua, cuyas temperaturas fluctuarían entre 16 y 35°C y que se alinearían con las estructuras geológicas de la Zona de Falla Pocuro (ZFP) (Carter & Aguirre, 1965). Con esta información preliminar se consideró que esta área podría

conformar un sistema geotérmico de baja entalpía (entre 30 y 90°C), con un buen potencial para el uso directo del calor. El objetivo de la presente contribución es confirmar o no la presencia del potencial sistema geotermal a partir de las características de las manifestaciones definidas como termales en superficie. 2 Metodología de muestreo

Durante los meses de junio, julio y noviembre de 2010 se realizó el muestreo de 7 vertientes (Jahuel, La Higuera, El Barro, El Parrón, Auco, El Lobo y El Corazón), después en abril y julio de 2011, se muestrearon las 2 restantes (Saladillo y La Totora). En cada vertiente se tomaron 4 muestras: una de 1.000 ml para análisis de elementos mayores, una de 125 ml para determinación de elementos trazas, una de 125 ml para determinar la composición isotópica de D y O en la molécula del agua y, una de 125 ml para determinar la composición isotópica de S y H en la molécula de sulfato. Las muestras se recolectaron en botellas de polietileno, de acuerdo al protocolo estándar del laboratorio químico de SERNAGEOMIN. El total de las muestras duplicadas fueron enviadas para su análisis químico al Laboratorio de SERNAGEOMIN y para análisis isotópicos de las moléculas del agua y de sulfato a los laboratorios de CCHEN (Comisión Chilena de Energía Nuclear) y WATERLOO, respectivamente. Los ensayos llevados a cabo en SERNAGEOMIN, se realizaron a una temperatura de 20±2 °C e incluyeron determinación de parámetros físico-químicos y de elementos mayores (pH, conductividad, alcalinidad, acidez, cationes y aniones), análisis de elementos trazas y mercurio. Además, a partir de los resultados obtenidos mediante estos métodos para alcalinidad, acidez, fluoruros, concentración de cationes mayores y de aniones, se determinó la dureza total, la dureza carbonatosa, la dureza no carbonatosa y la suma de sólidos disueltos. Los métodos de ensayos tienen como referencia la Norma Chilena de Agua NCh 410 Of 1996, además, de la norma española “Standard Methods for the Examination of Water and Wastewaster 21st Edition of 2005”. Paralelamente al muestreo de aguas realizado en terreno, se

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midió in situ, en el mismo punto de surgencia, la temperatura mediante una termocupla Digi-Sense y los siguientes parámetros físicoquímicos con el equipo hidroquímico portátil 340i MultiSet: “pH” mediante sonda de electrolito de polímero y gel electrolítico Sentix 4, y la función inversa correspondiente a la medición del “Eh (mV)”; “Conductividad Eléctrica (uS/cm)” mediante célula conductímetra estándar TetraCon 325/C y la función inversa correspondiente a la medición de la “salinidad”; y “Oxígeno (mg/l)”, mediante sonda sensor de oxígeno CellOx 325 y la función inversa correspondiente a la medición de “oxigeno porcentual (%)”. 2.1 Resultados de temperatura Se llaman aguas termales a las aguas minerales que emergen del suelo con más de 2 a 5°C por sobre la temperatura superficial (Heath, 1983; Hauser, 1997). De acuerdo a las mediciones realizadas en terreno, todas las vertientes son clasificadas como termales, aunque La Higuera y La Totora están al límite de la definición. A partir de la temperatura medida en el punto de surgencia, estas aguas termales se clasifican como: aguas frías (temperaturas menores a 20°C); aguas hipotermales (temperaturas entre 20 y 35°C); aguas mesotermales (temperaturas entre 35 y 50°C); aguas hipertermales (temperaturas entre 50 y 100°C) y geiseres (temperaturas mayores a 100°C) (Castany, 1974; Pomerol et al, 1992). Las temperaturas medidas en las 8 vertientes del área Los Andes – San Felipe, fluctúan entre los 11 y 20,2°C, correspondiendo a la categoría de aguas frías. Se evidencia, además, que las temperaturas medidas son menores a la temperatura mínima de cada rango indicado por Hauser (1997) y también respecto a las temperaturas medidas por Risacher & Hauser (2008). En cambio, el agua de la vertiente Saladillo clasifica entonces como un agua hipotermal, ya que en general, presenta temperaturas en torno a los 23°C según el monitoreo realizado por la División Andina de Codelco (por comunicación verbal). Cabe señalar que, durante la noche anterior al muestreo en Saladillo, se registró un evento de lluvia-nieve, lo que habría afectado su temperatura, resultando una medida de 16,2°C. Dado que existe un monitoreo sistemático de esta poza, la anterior medición representaría solo un dato puntual. 2.2 Resultados de hidroquímica En base a los resultados químicos, se observa que las 8 vertientes muestreadas presentan muy bajas concentraciones en todos los elementos analizados, en comparación con la muestra de Saladillo. En el diagrama de Piper, la mayoría de las aguas resultó clasificada como de tipo “bicarbonatada cálcica” (Auco, El Barro, El Corazón, El Parrón, La Higuera, La Totora), luego “sulfatada cálcica” (El Lobo, Jahuel) y solo una de ellas

del tipo “clorurada sódica” (Saladillo). Por otra parte, en el diagrama de Stiff, solamente la muestra de Saladillo tiene un comportamiento diferente, sumado a que presenta la más alta salinidad de todas las muestras analizadas con un TDS de 11.796 mg/l. Sin embargo, este contenido no alcanza a ser suficiente como para generar incrustaciones salinas en torno al punto de descarga de la poza termal muestreada. En el presente estudio, todas las aguas analizadas manifestaron contenidos bajos a medios de bicarbonatos y ausencia total de carbonatos, por lo tanto, para la estimación de esta característica se consideró la concentración de la dureza no carbonatosa. Según esto, el agua de Saladillo corresponde a una de tipo muy dura, con un pH que tiende a ser básico y con la más alta conductividad eléctrica. Además, presenta un aspecto turbio de color verdoso debido, probablemente, a la presencia de algas en los bordes de la poza de piedra por semi estancamiento y sin ningún tipo de olor característico de aguas termales. En tanto, para el resto de las vertientes muestreadas se midieron muy bajas conductividades eléctricas, muy bajos contenidos de sólidos disueltos totales, correspondiendo al tipo “dulce moderadamente mineralizada”; casi todas ellas de apariencia cristalina e inodora, a excepción de La Totora, que tiene un olor más bien atribuible a aguas semi estancadas por sus características de embalsamiento. 2.3 Resultados de isotopía En el presente estudio, se determinó la composición isotópica del H y O de la molécula del agua, así como azufre y oxígeno de la molécula de sulfato. Las determinaciones de isótopos de oxígeno-18 y deuterio de la molécula del agua se realizaron en el Laboratorio de Isótopos Ambientales de la Comisión Chilena de Energía Nuclear (CCHEN), con un espectrómetro de masas Finigan Mat 252 usando el método de equilibrio con platino como catalizador. Mientras que la determinación de azufre-34 y de oxígeno-18 de la molécula de sulfato se realizó en el Environmental Isotope Laboratory de la Universidad de Waterloo en Canadá, utilizando un equipo de micromasa Micromass EA-IsoChrom (para medición de azufre) y un equipo GVI EAHT-IsoPrime (para medición de oxígeno). Los resultados son expresados como δ‰, definido como: δ=1.000 (Rs-Rp)/Rp ‰, donde Rs: es la relación isotópica de la muestra; Rp: es la relación isotópica del estándar (2H/1H, 18O/16O, 34S/32S, etc.). Los estándares utilizados son Vienna Standard Mean Ocean Water (V-SMOW) para 18O y 2H, y Vienna Canyon Diablo Trolite (V-CDT) para 34S (Gonfiantini, 1978; Coplen & Krouse, 1998). Los resultados de oxígeno-18 y deuterio tienen una incerteza (µ) para oxígeno-18 de ±0,05 ‰ y en deuterio de ±1 ‰. En tanto, los resultados de oxígeno-18 y azufre-34 de la Universidad de Waterloo presentan una incerteza (µ) para oxigeno-18 de ±0,5‰ y de ±0,3 ‰ para el azufre-34.

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De los resultados obtenidos se reconoce en las aguas de El Parrón, Jahuel, La Higuera, El Barro, El Lobo, El Corazón, La Totora, Auco y Saladillo el efecto de altitud en el contenido empobrecido de δO18 (Dansgaard, 1964), tratándose de aguas provenientes, principalmente, de recargas meteóricas. Se observa, también, que la recarga por precipitación de las aguas de Saladillo debe desarrollarse a una altura superior a la que se encuentra el afloramiento, dado que presenta el valor más bajo de δO18, aunque de todos modos se ajusta a la línea de agua meteórica. 3 Conclusiones En el presente estudio se obtuvo un total de 9 muestras de aguas registradas como termales en trabajos anteriores. Los análisis químicos presentaron balances iónicos dentro del rango aceptable. La muestra de agua de Saladillo resultó ser hipotermal, de tipo clorurada sódica, salada y de muy alta conductividad eléctrica. En tanto, los afloramientos de aguas reconocidos como Baños El Parrón, Termas de Jahuel, Baños La Higuera, Baños El Barro, Baños El Lobo, Termas El Corazón, Baños La Totora y Baños de Auco son, principalmente, aguas frías, dulces moderadamente mineralizadas, bicarbonatadas y sulfatadas cálcicas, y de baja conductividad eléctrica. Por otro lado, mediciones realizadas en 61 pozos hidrogeológicos ubicados en el sector de Los Andes – San Felipe, durante los meses de septiembre y octubre de 2011, determinaron un rango de temperatura de 15 y 16°C para las aguas subterráneas cercanas al río Aconcagua, valor que aumenta hacia los bordes del valle hasta los 20°C aproximadamente. Por lo tanto, se podría sugerir el desarrollo de un circuito superficial de aguas subterráneas pertenecientes al acuífero del río Aconcagua y que, eventualmente, podría representar para este sector un potencial recurso geotérmico de muy baja entalpía (menor a 30°C). Agradecimientos Se agradece a todos los propietarios de las “aguas termales” estudiadas, quienes permitieron ingresar a sus predios para muestreos de aguas y rocas. A los arrieros Jorge Pino del Carrizo, Luciano Torres del Parrón, Ángel Céspedes de Campos Ahumada Alto y Segundo González de La Totora, por su irremplazable conocimiento de los cerros. Al dueño del fundo El Barro, quien nos habilitó un espacio para instalar el campamento base durante todos los terrenos realizados durante el 2011. A los profesionales del Laboratorio Químico de SERNAGEOMIN dirigido por

Juan Bustamante, por su constante esfuerzo y cooperación. Este proyecto cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería y cofinanciamiento de los convenios establecidos con el Ministerio de Energía y el grupo bancario alemán KfW. Referencias Bustamante, M., Lemus, M., Cortés, R., Vivallos, J., Cáceres, D. &

Wall, R., 2012. Exploración geológica para el fomento de la energía geotérmica: Área de Jahuel, Región de Valparaíso. Servicio Nacional de Geología y Minería. Informe Inédito, 243 p., 5 anexos y 6 anexos digitales, 2 mapas a escala 1:50.000, 1 mapa a escala 1:250.000. Santiago.

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Análisis preliminar de la actividad sísmica del com plejo volcánico Copahue-Caviahue mediante técnicas de arr ay Pablo Forte (1)*, Cintia L. Bengoa (1), Alberto T. Caselli (1) (1) Departamento Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Exactas, Universidad de Buenos Aires, Argentina. *E-mail: fortepablo.gl@gmail.com Resumen. En el presente trabajo se presentan los resultados preliminares que surgen del análisis de la actividad sísmica del complejo volcánico Copahue-Caviahue durante el período mayo-agosto 2010 mediante la aplicación de técnicas de array. El complejo volcánico Copahue- Caviahue, ubicado en la zona volcánica Sur de la cordillera de los Andes, representa uno de los sistemas volcánicos con mayor actividad del territorio argentino. Sus manifestaciones más evidentes están representadas por el volcán Copahue y su campo geotermal asociado. Para la obtención del registro de la actividad sísmica del mismo se dispuso la utilización de un array sísmico ubicado a 9 km del cráter del volcán Copahue. La metodología utilizada consistió en el empleo del método de Correlación Cruzada con retraso cero (Zero Lag Cross Correlation- ZLCC). Los parámetros obtenidos fueron la lentitud aparente (slowness) y la dirección de donde proviene la señal (back-azimuth). Se observaron tanto terremotos volcano-tectónicos como eventos de Largo Período. Las direcciones de proveniencia dominante de estos últimos fueron N 45º E y N 55º O.

Palabras claves: Copahue, sísmologia volcánica, array sísmico.

1 Introducción

La identificación, análisis y caracterización de señales sísmicas relacionadas a sistemas volcánicos es hoy una de las herramientas más importantes para la comprensión de los mismos y el estudio de su evolución. La particularidad de estos ambientes es que las señales sísmicas no se limitan a eventos relacionados con fractura de roca (Terremotos volcano-tectónicos o VT), que presentan llegada de fases P y S definidas, y que pueden ser explicados por mecanismos de doble par. También involucran señales relacionadas con la dinámica de fluidos del propio sistema volcánico (LP y Tremor). Para una comprensión más detallada sobre los modelos de fuente asociados a los distintos tipos de señales se puede consultar Chouet, (2003). Estas señales asociadas a la dinámica de fluidos se caracterizan por ser señales emergentes, de contenido espectral limitado y carentes de fases distinguibles P y S. Esta última característica es una limitante al momento de querer localizar estas señales a partir de registros obtenidos a través de redes sísmicas. Es aquí cuando adquiere relevancia la utilización de arrays sísmicos (antena sísmica).

La utilización de un array sísmico tiene como objetivo la obtención, a lo largo de un período de tiempo, de un muestreo espacial coherente del campo de ondas

(Almendros, 1999). La coherencia de la señal entre las trazas registradas en los distintos sensores es la hipótesis básica que sustenta todo el análisis de los registros obtenidos. El análisis de coherencia entre los distintos canales del array sísmico permite incrementar eficientemente la relación señal-ruido del registro, facilitando el estudio de señales de pequeña amplitud que de otro modo pasarían desapercibidas. Además, permite determinar el azimut epicentro-estación de la señal coherente registrada.

Es sabido ya que el complejo volcánico Copahue- Caviahue, ubicado la zona volcánica Sur de la cordillera de los Andes, representa uno de los sistemas volcánicos con mayor actividad del territorio argentino. Sus manifestaciones más evidentes están representadas por el volcán Copahue y su campo geotermal asociado. La historia eruptiva reciente del Copahue (1992-1995 y 2000) sustenta lo recién mencionado. En adición a esto, la ocurrencia del terremoto del 27/02/10 (Mw 8,8) con epicentro en la región del Maule, Chile, disparó un aumento en la actividad sísmica local en la zona del volcán Copahue (Bengoa, 2012). Teniendo en cuenta que los grandes terremotos pueden causar el disparo de erupciones volcánicas o sismicidad, incluso a grandes distancias (por ej. Linde y Sacks, 1998), es importante evaluar las perturbaciones que este evento puede haber generado en el sistema haciendo necesario el estudio y análisis de la evolución de la sismicidad del complejo volcánico. Para dicha tarea se montó un array en las cercanías de la localidad de Caviahue, a 9km del cráter del volcán Copahue.

2 Caracterización geológica del área de estudio

El Complejo Volcánico Copahue-Caviahue se encuentra localizado en la Cordillera de los Andes en el límite Chile- Argentina y formando parte de lo que se ha denominado Zona Volcánica Sur (SVZ: 33,3º- 46ºS). Este Complejo Volcánico, desplazado aproximadamente 30 km al este del actual arco volcánico, está integrado por la caldera de Caviahue y el volcán Copahue.

El volcán Copahue (37,9ºS-71,2ºO, 2977 m s.n.m.) es un estratovolcán activo, de composición andesítica a basáltica-andesítica, elongado en la dirección N40°E y con un diámetro de 8 x 22 km en su base. Comenzó a

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edificarse en el sector occidental de la caldera hace 1,2 millones de años (Muñoz y Stern, 1988; Linares et al., 1999) y concentra la mayor parte de la actividad volcánica reciente del complejo. Presenta 9 cráteres orientados en dirección NE en la cima y de los cuales el ubicado en el extremo este es el más activo en la actualidad y es donde han tenido lugar las últimas manifestaciones volcánicas.

Durante los últimos 250 años, este volcán ha experimentado al menos 12 erupciones freáticas y freatomagmáticas de baja magnitud (Martini et al., 1997; Naranjo y Polanco, 2004). Sus últimos dos ciclos eruptivos han tenido lugar durante el período comprendido entre agosto de 1992 y septiembre de 1995 y entre julio y octubre del 2000 respectivamente.

El ciclo eruptivo comprendido entre agosto de 1992 y septiembre de 1995 estuvo caracterizado por erupciones freáticas con explosiones, oleadas piroclásticas y caídas de piroclastos asociados. Por su parte, el proceso eruptivo que tuvo lugar en el año 2000 comenzó con explosiones freatomagmáticas de baja intensidad para luego evolucionar a una erupción de tipo estromboliana con presencia de emisiones piroclásticas.

3 Instrumentación, metodología y resultados

3.1 Instrumentación Se dispuso la utilización de un array sísmico compuesto por 6 sensores de corto período, 5 de ellos verticales y uno de tres componentes. Son sensores Mark L28 de 4,5 Hz extendidos electrónicamente a 1 Hz y dispuestos en el terreno con un arreglo aproximadamente triangular. Dicho instrumental fue instalado en las cercanías de la localidad de Caviahue, a 9km del cráter del volcán Copahue. Los datos sísmicos fueron obtenidos y almacenados de manera continua por el array sísmico.

3.2 Metodología La metodología utilizada en este trabajo consistió en la aplicación de técnicas de array para la determinación de los parámetros de propagación de onda. Más específicamente, se ha empleado el método de Correlación Cruzada con retraso cero (Zero Lag Cross Correlation- ZLCC) (Frankel et al., 1991, Almendros et al., 1997, Almendros, 1999; Del Pezzo et al., 1997). Los parámetros obtenidos fueron la lentitud aparente (slowness) y la dirección de donde proviene la señal (back-azimuth). Para el análisis de correlación de la señal registrada se realizó una separación en 3 bandas de frecuencia (L= 1-3 Hz, M= 3-8 Hz, H= 8-12 Hz) en función del contenido espectral observado en estudios preliminares. Finalmente, una vez obtenidos los resultados del análisis de correlación se procedió a representar gráficamente aquellas señales que presentaban un factor de correlación superior a 0,8. Dichos gráficos permitieron la obtención de las direcciones de proveniencia de las señales en las tres bandas de frecuencia seleccionadas. A su vez, se caracterizó el contenido

espectral de las señales y la evolución temporal de las mismas partir de la realización de espectros y espectrogramas.

Para la localización de los terremotos volcano-tectónicos (VT), una vez obtenidos los parámetros de onda y las diferencias de tiempo de arribo de las fases P y S a partir de la utilización del software SEISAN, se procedió a la localización hipocentral de los mismos a partir del trazado inverso del rayo. Es importante en este procedimiento tener en consideración el modelo de velocidad utilizado. Dado que no existe un modelo de velocidad específico desarrollado para el complejo volcánico Copahue-Caviahue se utilizaron dos modelos de velocidad aplicados en otros volcanes. Uno considera una estructura de caldera, y otro una capa de baja velocidad.

Para el caso de los eventos en los cuales no se pueden identificar el arribo de las fases, como los eventos de baja frecuencia (LP y Tremor) no es posible aplicar esta metodología y solo es posible obtener direcciones de proveniencia de las ondas.

3.3 Resultados Los resultados obtenidos provienen del análisis de las señales registradas en el período comprendido entre el 13 de mayo y el 4 de agosto de 2010. Dado a las características de registro y almacenamiento continuo que presenta este array sísmico se dispuso de 1800 horas de registro.

3.3.1 Eventos de Largo Período A partir de los análisis de correlación realizados para la banda de bajas frecuencias (L) se representaron las direcciones de proveniencia para aquellas señales que presentaron un factor de correlación mayor a 0,8 (Figura 1). En dicha figura es posible distinguir la predominancia de dos componentes direccionales: N 45º E y N 55º O.

A su vez, se procedió a la inspección visual de las trazas y a la realización de espectrogramas Se observó la presencia de eventos con señales emergentes, envolventes ahusadas, carentes de fases distinguibles y frecuencias dominantes entre 1 y 2 Hz. Se han distinguidos tanto eventos individuales (Figura 2), con una duración de entre 3 a 10 segundos, como en forma de enjambre con duraciones mayores al minuto.

3.3.2 Terremotos volcano-tectónicos Durante el período en estudio se han registrado terremotos con diferencias de tiempo S–P superiores a 30 segundos. Solo han sido considerados para el análisis aquellos eventos cuya diferencia S-P es inferior a 10 segundos. Este criterio busca limitar el análisis únicamente a los eventos relacionados con el sistema volcánico y sus estructuras asociadas. A partir de la inspección visual de las trazas se han identificado predominantemente eventos con diferencias S-P inferiores a los 2 segundos (Figura 3).

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Los mismos presentan un contenido espectral que en algunos casos alcanza los 25 Hz.

Figura 1. Direcciones de proveniencia de señales de baja frecuencia (L) para el periodo mayo-agosto 2010 con correlaciones mayores a 0,8.

Figura 2. Enjambre de eventos de Largo Período (15/05/10, 12:04 hs. GMT)

Figura 3. Trazas de evento VT 19/05/10 22:38 hs GMT. (S-P: 0,6 s) en las tres componentes vertical, NS y EO, fases P y S.

4. Discusión

Si bien los resultados presentados son parciales (mayo-agosto 2010), es importante destacar que existen variaciones en la procedencia de las señales de baja frecuencia respecto a las mencionadas por Ibañéz et al. (2008). Estos autores obtuvieron una dirección dominante para estas señales, N-NO, la cual fue asociada al campo geotermal del volcán. En el análisis aquí presentado, las direcciones dominantes son N 45º E y N 55º O. La dirección NE estaría relacionada a procesos que tienen lugar en el edificio volcánico y su sistema geotermal asociado. En base a estos resultados y teniendo presente los resultados de Bengoa (2012), es importante considerar la influencia que el terremoto de Maule podría haber tenido en las variaciones significativas en la dinámica del sistema volcánico-hidrotermal de Copahue observadas en el presente análisis. En este sentido, es necesario continuar y profundizar los análisis aquí presentados con el objetivo de obtener resultados que permitan aseverar con mayor certeza la reactivación del sistema.

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570

The relation between the physico-chemical characteristics of thermal water and the nature of their siliceous sinter deposits

Constanza Nicolau del Roure(1,2), Martin Reich(1,2), Bridget Y. Lynne(3) (1) Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Santiago, Chile (2) Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes, Universidad de Chile, Santiago, Chile (3) Institute of Earth Science and Engineering, University of Auckland, Auckland, New Zealand *E-mail: constanza.nicolau@gmail.com Abstract. Siliceous sinters (hot spring rocks) form by evaporation of near-neutral, alkali-chloride silica-rich thermal waters. Their importance resides in their capacity for recording environmental conditions and their relation to the existence of a geothermal reservoir at depth. Previous studies have shown that sinter textures are commonly controlled by hydrodynamic conditions, whereas their mineralogy and chemistry is controlled by chemical composition of thermal waters. However, the effect of altitude, wind velocity and discharge rate are still poorly constrained. Here we present preliminary data of an experiment developed at the El Tatio geothermal field in northern Chile, designed to determine silica accumulation rates and textures developed in sinter, and their relationship to environmental and hydrodynamic conditions. Key words: El Tatio, siliceous sinter, silica accumulation. 1 Introduction Siliceous sinter is a hot spring rock initially composed of amorphous silica (opal-A). Over time sinters undergo diagenesis from opal-A to opal-A/CT to opal-CT ± opal-C to quartz (Lynne et al., 2005, 2007). They may also contain accessory minerals such as halite and sylvite, and biological, lithic or mineral detritus. Sinter deposits are formed by evaporation and cooling processes that lead to oversaturation and precipitation of silica in silica-rich thermal waters (Guidry and Chafetz, 2003; Mountain et al., 2003). El Tatio geothermal field is located in the Altiplano region of northern Chile, and presents numerous surficial thermal features, including fumaroles, geysers, hot springs and sinter deposits. Previous work by García-Valles et al. (2008) reports that most of the sinters at El Tatio are composed of opal-A, although they also reveal the presence of rare B and As minerals such as realgar, terugite and sassolite In this report we present the preliminary results of an experiment developed to estimate silica accumulation rates in El Tatio hot springs. It consists of monitoring silica precipitation on glass slides and wood sticks placed along a discharge channel from a thermal pool. Accumulation rates and the mineralogical and textural characteristics of the precipitate are analyzed, together with the chemical and hydrodynamic characteristics of the thermal water. Handley et al. (2005) developed a similar experiment

which results suggest that wind produced waves in water surface and evaporation v/s condensation conditions are main environmental factors controlling silica precipitation rates and textures. Our experiment will provide a better understanding of the factors controlling the rate of sinter formation and will allow a direct comparison of silica accumulation rates in high altitude versus low altitude conditions since an identical experiment is being undertaken in Orakei Korako, New Zealand. 2 Methodology 2.1 Silica accumulation rate experimental

procedures A hot pool and its corresponding discharge channel were selected among the various thermal features of El Tatio. Glass slides and wooden sticks were situated along the channel at four spots, each one about 3 meters away from the previous. In each spot, a set of six glass slides and three wooden sticks were placed. Half of the glass slides were positioned perpendicular to the water flow direction and the others parallel to it, as shown in Fig. 2. Environmental parameters such as water and ambient air temperature, pH, wind speed, humidity, width and depth of channel and flow velocity were measured in-situ prior to placing the slides and sticks into the hot spring. The slides and sticks were left in the discharge channel for two months (from January to March, 2012) and then collected and put into sterilized plastic tubes to avoid contamination prior to laboratory analysis. Samples were then dried at room temperature. The amount of silica precipitate was estimated by subtracting the weight of the glass slides or sticks prior to placement in the hot spring form the total weight of the samples once air dried. 2.2 Water sampling and analysis Water samples were collected from the pool that feeds the channel where we placed our slides and sticks. The samples were filtered using 0.45 µm filter and then collected in polyethylene bottles previously rinsed with discharging water. Samples for cation analysis were acidified with 2 ml of HNO3 after filtration.

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ICP-OES and IC were used for measuring cation and anion concentrations. Carbonate species concentrations were measured by acidimetric titration with back titration, using Giggenbach and Gouguel (1989) procedures. AAS was used for arsenic quantification. All analytical work was carried out at the Geochemistry Laboratory of the Department of Geology, Universidad de Chile. 3 Preliminary results Silica precipitation on the glass slides has an average rate of 0.8 mg/day along the channel. It occurs mostly in sub-aerial sectors, whereas poorly developed silica crusts is found in sub-aquatic areas, where biologic matter is more abundant (Fig. 3). Euhedral to subhedral halite, anhedral Fe-oxides and amorphous silica are identified under binocular magnifier.

Figure 1 Weight of the silica precipitate, measured on glass slides at different locations along the channel. Blue diamonds represent slides oriented perpendicular to the flow and red squares represent those that are parallel to it. Temperature (black line), average wind velocity (light blue triangles) and flow velocity (purple dots) variation along the channel are also shown. Environmental conditions, such as water temperature, flow and wind velocity, vary along the discharge channel, resulting in different accumulation rates and textures developed in the silica precipitates. Accumulation rates also vary between glass slides located at the same point along the channel, but positioned at different orientations respect to water flow direction. As shown in Fig. 1, silica precipitation on the glass slides that are perpendicular to channel flow show a pattern opposed to those that are parallel to it. 4 Discussion and conclusions Since silica precipitation is mainly controlled by evaporation and drying processes (Guidry and Chafetz, 2003; Mountain et al., 2003), high precipitation rates are expected in high temperature and/or high wind velocity zones. Glass slides that are parallel to water flow show the expected pattern, i.e., decreasing amount of silica precipitate as you move away from the vent (locations 1 to 3). The high precipitation rate observed in the slides parallel to the flow direction at location 4 may be

explained by an increase in wind velocity (maximum measured speed of 7.5 m/s; Fig. 3). Glass slides perpendicular to water flow show the opposite pattern, which could be explained by further analysis of environmental conditions. Silica precipitate on the sticks is yet to be analyzed. The discharging thermal water is alkali-chloride, with a pH of 6.5 and a silica concentration of 147 mg/l. Chemical analysis shows relatively high concentration of B (40.8 mg/l) and As (17.5 mg/l). These chemical characteristics may be reflected in trace element composition within the amorphous silica deposit and/or in the occurrence of accessory minerals such as those reported by García-Valles et al. (2008), which will be tested by SEM analysis. Silica accumulation rate in thermal water discharge seems to be strongly affected by hydrodynamic and environmental conditions. The deposition of silica show opposite patterns in glass slides perpendicular to water flow with respect to those that are parallel to it. SEM analysis will be carried out in order to determine to textures developed and the mineralogical and chemical composition of siliceous precipitate and its variations along the discharge channel. Acknowledgements This project is financially supported by the Chilean Commission for Science and Technology (CONICYT) under Programa de Becas de Magíster and FONDAP Grant Nº15090013 (Andean Geothermal Centre of Excellence, CEGA). References García-Valles, M., Fernandez-Turiel, J.L., Gimeno-Torrente, D.,

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Figure 2. Site of silica accumulation experiment at El Tatio, Chile. The image shows the location of the glass and stick sets along the discharge channel. Upper pictures illustrate the orientation of glass slides with respect to water flow (white arrow) and shows the amount of silica precipitation after one day. Figure 3. Glass slides and wooden sticks after two months. The precipitate consists of a white crust formed under sub aerial conditions and mainly composed of amorphous silica, a reddish horizon formed at the air-water interface, and a brownish microbial mat plus minor halite crystals and silica crust formed under sub-aquatic conditions. Note the increasing amount of biological material from position 1 to 4. Glass slides are 3 mm wide.

P4 P3 P2 P1

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Tefroestratigrafía, magnitud y geoquímica de erupciones holocenas mayores del volcán Mentolat, Andes del Sur (44º40’S), Chile. Mauricio Mella 1,3; Alejandro Ramos 1; Stefan Kraus 2; Paul Duhart 1

1Servicio Nacional de Geología y Minería, Oficina Técnica Puerto Varas, mauricio.mella@gmail.com 2Servicio Nacional de Geología y Minería, Programa de Riesgo Volcánico, Santiago 3Servicio Nacional de Geología y Minería, OVDAS, Temuco

Resumen . Nuevos antecedentes, en los entornos de Puerto Cisnes, sobre la actividad eruptiva reciente del volcán Mentolat muestran, a lo menos, dos erupciones holocenas. Una, poco expuesta, ocurrida entre los 2.510±30 AP y 3.890±30 AP, con dispersión SE; y otra, reciente, ocurrida antes de los 90±30 AP, con una dispersión al E-SSE. Ambas generaron depósitos de 15 y 25 cm en el poblado de Puerto Cisnes. Los volúmenes estimados fueron de ~0,5 km3 (0,1 km3 volumen roca densa, IEV~3-4, magnitud=1) para MEN-1 y de ~3,7 km3 (0,9 km3 volumen roca densa, IEV~4, magnitud=2) para MEN-2. La erupción MEN-1 expulsó pómez densas de color gris, compuesta por minerales de plagioclasa-clinopiroxeno-ortopiroxeno, de composición andesítica a dacítica (SiO2~62%, La/Yb~8). La erupción MEN-2 expulsó pómez densas de color gris-pardo, de plagioclasa-clinopiroxeno±ortopiroxeno, de composición andesítica (SiO2~58%, La/Yb~6). Esto indica la ocurrencia de erupciones sub-plinianas a plinianas para el volcán Mentolat en el Holoceno y un peligro volcánico para el poblado de Puerto Cisnes, específicamente, por caída de piroclastos de más de 10 cm de espesor. Palabras claves: Volcán Mentolat, Tefroestratigrafía, Peligro, Zona Volcánica Sur Introducción

El volcán Mentolat es un estratovolcán localizado en la isla Magdalena, al oeste del poblado de Puerto Cisnes, en la región de Aysén. Este estratovolcán presenta un amplio cráter relleno por un extenso glaciar o domo (Naranjo y Stern, 2004). Una erupción explosiva de carácter regional es reportada en torno de los 6.960 años AP, y correspondería a una tefra de ceniza fina de color amarillo-ocre de composición andesita basáltica (Naranjo y Stern, 2004). Los datos de química de rocas son escasos, algunas muestras indican que su composición es andesítico basáltica a andesítica (López-Escobar et al., 1993; Naranjo y Stern, 2004). La presente contribución aborda las erupciones holocenas del volcán Mentolat, con la finalidad de definir sus magnitudes, química de roca y contribuir a la evaluación del peligro en el poblado de Puerto Cisnes.

Tefroestratigrafía, edades 14C y Geoquímica

En los alrededores de Puerto Cisnes, fueron observados, a lo menos, dos depósitos de caída de piroclastos asociados al volcán Mentolat (MEN-1 y MEN-2, Figura 1). Estos depósitos se observan en las terrazas elevadas, aproximadamente 12 m s.n.m., en los entornos de Puerto Cisnes y en la costa oriental de la isla Magdalena en el río Amparo Chico. El depósito MEN-1, corresponde a una tefra de pómez grises, con fenocristales de plagioclasa – clinopiroxeno y ortopiroxeno, con un nivel basal fino escoráceo (ceniza) y uno superior más grueso (lapilli). El depósito MEN-2 corresponde a una tefra de lapilli (tamaño máximo 3-8 cm), compuesta por pómez gris-amarillenta, densas, con abundante cristales de clinopiroxeno y plagioclasa, en menor proporción ortopiroxeno (aislados y en cúmulos). Datos de radiocarbono (obtenidos en el laboratorio Beta Analytic Inc.) y estratigráficos muestran que MEN-1 se habría depositado entre los 2.510±30 y 3.890±30 AP; y MEN-2 antes de los 90±30 AP, además de tres edades convencionales de 121,1±0,4 pMC, 112,6±0,4 pMC y 119,3±0,4 pMC (pMC= porcentaje de carbón actual). El conjunto de edades, sugiere que la erupción MEN-2 aconteció, a lo más, hace 180 años y posiblemente antes (Figura 1). Datos obtenidos en trabajos anteriores, en la zona de Villa Mañihuales, muestran una erupción de edad 130 años AP (Energía Austral Ltda., 2012), asociada al Complejo Volcánico Macá-Cay. En el presente estudio estos datos son asociados a la erupción MEN-2 propuesta para el volcán Mentolat. Datos de elementos trazas y mayores muestran que ambas erupciones estudiadas son de características andesíticas. La erupción MEN-1 (SiO2 = 62%; K2O=1%; La/Sm=2,6) es levemente más ácida que la MEN-2 (SiO2 = 58%; K2O=0,9%; La/Sm=2,6; Figura 2). Ambas cuentan con fenocristales de plagioclasa, ortopiroxeno y clinopiroxeno, en diferentes proporciones, corroborando la geoquímica. Ambos magmas presentan una relación de elementos trazas y mayores con un fraccionamiento de plagioclasa, clinopiroxeno y ortopiroxeno desde andesitas y plagioclasa, olivino y clinopiroxeno desde basaltos. Esta

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erupción difiere levemente en su porcentaje de SiO2 de aquella reportada, en las inmediaciones de los poblados de Puerto Aysén y Villa Mañihuales para el volcán Mentolat (Naranjo y Stern, 2004), lo que indica que serian diferentes. Esta última, se asocia, en esta contribución, al volcán Cay (Figura 2).

Índice de Explosividad Volcánica Para determinar los volúmenes, las magnitudes y el Índice de Explosividad Volcánica (IEV, Newhall y Self, 1982), se utilizaron las metodologías propuestas por Pyle (1982, 1995, 2000). Estas se basan en la relación entre las isópacas (Log (T)) y el área contenida (√A) en ellas, con lo cual se puede determinar volúmenes y masa mínima emitidos. Cabe señalar que no se tomaron en cuenta los depósitos balísticos y distales. La erupción MEN-1 fue observada exclusivamente en dos puntos, por lo cual la reconstrucción de isópacas fue casi imposible, obteniendo su volumen según la metodología de una isópaca (Pyle, 1995). Esto entregó un volumen mínimo de 0,5 km3, IEV~3 y una magnitud~1. La erupción MEN-2 presentó mayor representatividad. La reconstrucción de isópacas se limitó a espesores entre 10 - 40 cm. Dicha reconstrucción indica una dispersión hacia el E – SSE con tamaños máximos de 8 cm en la costa oriental de Isla Magdalena y de 4 cm en las cercanías de Puerto Cisnes. Estos datos permiten calcular un volumen mínimo de 3,7 km3, una magnitud ~ 2 y IEV~ 4.

Conclusión

Datos tefroestratigráficos y geoquímicos levantados en las inmediaciones del poblado de Puerto Cisnes muestran, al menos, dos erupciones en el Holoceno asociadas al volcán Mentolat. La erupción más antigua, MEN-1, presenta una edad entre los 2.510±30 y 3.890±30 AP, con un volumen estimado de 0,5 km3 (IEV~3) La erupción más reciente, MEN-2, presenta una edad máxima de 90±30 AP y un volumen de 3,7 km3 (IEV~4). Estos datos muestran erupciones sub-plinianas a plinianas del volcán Mentolat y un peligro relativo de caída de piroclastos sobre los 10 cm en Puerto Cisnes.

Agredecimientos

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 del SERNAGEOMIN. Esta contribución cuenta con el patrocinio de la Subdireción Nacional de Geología del SERNAGEOMIN.

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Figura 1 . Columnas estratigráficas representativas de los entornos del poblado de Puerto Cisnes.

Figura 2. Diagramas de K2O y La/Yb vs SiO2 mostrando la diferencia entre erupciones de los volcanes Macá, Cay y Hudson y los datos obtenidos en tefras de las erupciones MEN-1 y MEN-2 del volcán Mentolat.

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Mariposa Geothermal System: A Large Geothermal Resource in Central Chile (320MWe inferred) Catherine Hickson 1, Carolina Rodríguez* 1, Gerd Sielfeld 1, John Selters 1, Fernando Ferraris 2 and Rene Henriquez 3 1: Magma Energy Chile Ltda-Compañia de Energía Ltda. Carlos Antúnez 1940, Santiago, Chile 2: INFINERGEO. Eleodoro Yañez 1890, Providencia, Santiago, Chile 3: GeogreenDrilling. Cerro Colorado6110 depto.184. Las Condes, Santiago. *E-mail: crodriguez@magmaenergycorp.com Abstract. The Mariposa Geothermal System (MGS) is located 300 km south of Santiago, Chile, included in the Tatara-San Pedro- Pellado volcanic complex and the western side of the Maule volcanic complex. The field is outlined by a 27 km2 low resistivity MT anomaly with two lobes probably related to a clay cap associated with two principal upflow areas. The resource depth varies from 700 m to over 1000 m, depending on terrain. The inferred resource is 320 MWe. The reservoir is likely contained within the volcanic rocks of the Campanario (Miocene-Pliocene) and Curamallin (Eocene to Miocene) formations. Structural analysis suggests control by east-northeast vertical structures with perpendicular extension, that intersect regional important NS lineaments. Geothermal manifestations (steaming ground and fumaroles) occur at four locations surrounding the MT anomaly, where the steep terrain cuts the margins of the clay cap. Gas geochemistry from these sources indicates a liquid-dominated reservoir with benign characteristics, and temperatures of 200 - 290°C. Drilling the MGS has proven to be challenging and of the three slim holes drilled to date, none have penetrated into the reservoir. Two wells measured temperatures over 200°C in the shallowest part of the reservoir. Keywords: Central Chile, geothermal system, slim hole, temperature-pressure well data, magnetotelluric survey, clay-cap. 1 Introduction The Chilean Andes are the result of the subduction of the oceanic Nazca Plate beneath the South American Plate, at the Chile (or Atacama) Trench at a rapid rate of about 80 mm/year with a N78º convergence angle (De Mets, et al. 1994; Tamaki, 1999). This subduction is responsible for the volcanic activity within the Andes, and the production of numerous potential magmatic heat sources for geothermal fields. The Mariposa Geothermal system discovered by Magma Energy Chile Ltda., is located in the Andes of the Maule region, included in the Tatara-San Pedro-Pellado Volcanic Complex (e.g. Dungan et al, 2001; Singer et al., 1997) and the western portion of the Laguna del Maule volcanic field (Hildreth et al., 2010). Both complexes have recorded intense volcanic activity during the Quaternary.

2 Magnetotelluric (MT) Survey The MGS was discovered in 2009, after a MT survey carried out inside the Laguna del Maule and Pellado geothermal concessions. The field data acquisition, data processing and 3D inversion modelling of the results was conducted by Schlumberger (Geosystem). The study continued during 2010, completing a total of 92 stations. The MT data identified a large (27 km2) low resistivity anomaly area across the geothermal concessions. The four thermal areas that have been identified (Pellado, La Plata, Los Hoyos and Estero del Valle; Figure 1) all occur at the edges of this conductive feature. The anomaly defines a strong horizontal conductive layer that extends from south of the Los Hoyos thermal area to near the Pellado fumaroles. This conductive layer lies at about 500 m depth beneath most of this area and is overlain by a zone of high resistivity indicative of cool and unaltered volcanic rocks. The extent of the conductive layer is assumed to be indicative of the extent of the subsurface geothermal system. The low resistivity layer is of the order of 300-400 m thick, and is overlain by very high resistivity material which corresponds to the unaltered Quaternary volcanics at the surface. The elevation of the base of the low resistivity layer varies between about 1700 and 2200 masl, and hence between about 250 m (near La Plata fumarole) and 1100 m below the surface (in the western lobe, approximately 3 km NNE of Pellado fumarole). It approximately coincides with the elevation of the smectite-rich zones that were observed in the three slimholes that have been drilled into the anomaly (next section). This conductor is typical of the clay alteration cap which forms over active geothermal systems. The shape of this feature highlights two main low resistivity centres joined by a narrow neck. It is possible that these may be caused by the presence of two upflow zones, which may or may not, be hydrologically linked. 3 Well Data Three slim holes (core) have been drilled inside the MT anomaly. The holes (MP-01, MP-02 and MP-03) passed through thick Quaternary volcanic cover (high resistivity) reached a clay-rich layer (interpreted as a clay-cap). The

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hole transacted the clay cap (based on MT, methylene blue and XRD analysis) and reached the top of the reservoir. Temperature-pressure logs were conducted in the three wells using a KUSTER K10 instrument; during drilling and afterwards. The clay cap interpretation was reinforced by temperature measurements from the three slim-holes, indicating that the conductive cap corresponds to a zone in which temperatures increase with depth from about 50 or 100°C at the top of the conductor to about 200°C at its base, though admittedly the three slim-holes cover only a small part of the area of the resistivity anomaly (Figure 2). 4 Gas Geochemistry Geothermal manifestations at the MGS occur in the borders of the MT anomaly. Gas geochemistry and XRD survey, have been carried on annually since 2009 up to 2012, at the four geothermal manifestations (Pellado, La Plata, Los Hoyos and Estero del Valle) included in the concessions Laguna del Maule and Pellado. The existence of fumaroles is evidence of a high enthalpy geothermal system at depth, due to the fact that such manifestations do not occur in association with low enthalpy reservoirs. The relative proportions of gases in the MGS fumarole samples are typical of neutral high temperature geothermal reservoirs, no indications of acidic fluids have been found. Gas geothermometry indicators at MGS are positive, from a development perspective. The hydrogen-argon geothermometer (Giggenbach, et al. 1991) which usually presents good correlation with the measured temperatures compared to other geothermometers, gives temperatures of 247-292°C, close to those obtained by using D’Amore and Panichi (1980), in the range 230-296°C. On the H2/Ar versus CO2/Ar plot (Figure 3), used to assess phase conditions, the samples plot slightly above the liquid equilibrium line, suggesting a two-phase or liquid-dominated deep reservoir with temperatures in the range of 200-250°C. Isotopic compositions support a local recharge of the reservoir, as expected. (Magma Energy Corp - ENERCO, 2011).

5 Summary The results of two MT campaigns in the project area, have confirmed an extended (27 km2) low resistivity anomaly distributed between the Laguna del Maule and Pellado geothermal concessions. Geothermal manifestations located around the border of the MT anomaly, have reported favourable gas chemistry data, consistent with the presence of a liquid–dominated reservoir at depth. Geothermometers applied to samples from different years report stable conditions and reservoir

temperatures in the range 247-290 °C. There is no evidence of acidic conditions Three wells have been drilled in the eastern sector of the MGS. Technical difficulties and drilling under the rigorous winter conditions of the Chilean Andes, have prevented the deeper zones of the reservoir to be reached. The wells have recorded bottom hole temperatures close to 200°C. The thermal regime in the three wells obtained by KUSTER logs indicate increasing temperatures with depth suggesting that the conductive behaviour continue down the holes, to higher temperatures.

Acknowledgements The companies and consultants who worked with Magma on this project are thanked for their dedication and professionalism. Special thanks to Fernando Ferraris and Rene Henriquez (no longer work for Magma Energy Chile Ltda.) who contributed significantly to the project.

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Figure 1. Combined 2009 and 2010 MT survey results. Low resistivity anomaly area is indicate by a green line. Location of thermal manifestations and slim-holes are shown.

Figure 2 . Temperature vs. depth logs for MP 01, MP 02 and MP 03 slimholes

Figure 3. H2/Ar-CO2/Ar gas geothermometer showing gas samples from Pellado, La Plata and Los Hoyos fumaroles.

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The development of the Deception Island volcano caldera under control of the Bransfield basin sinistral strike-slip tectonic regime (NW Antarctica) Fernando C. Lopes(1,2)*, Albert Caselli(3), Adriane Machado(1) and Teresa Barata(1)

(1) CGUC, Universidade de Coimbra, Portugal; (2) DCT, Universidade de Coimbra, Portugal; (3)GESVA, Dpto.Cs. Geológicas, Universidad de Buenos Aires, Argentina *E-mail: fcarlos@dct.uc.pt Abstract. The distribution and orientation of fracture systems that affect Deception Island, and the elongated geometry of its volcanic caldera, a horseshoe-shaped slightly warped in sigmoid, with the major axis oriented NW-SE, are typical of a Riedel model induced by a regional left-lateral simple shear zone. It is suggested that this caldera was formed by a volcano-tectonic process above a magma chamber stretched under the control of the regional transtensional regime. The folds that affect the glacier in the eastern flank of the island, which are visible along the Costa Recta shore-line, may have been induced or favoured by this deformation. Keywords: NW Antarctic, Deception island volcano caldera, left-lateral simple shear, Riedel deformation model 1 Introduction The regional shear zone corridors control magma movements, deform volcanoes and may destabilise their flanks. It can also contribute to the formation of volcanic calderas. Holohan et al. (2008) demonstrated, through analogue experiments, that volcanic calderas, in regional strike-slip tectonic context result from the interaction between structures associated with regional deformation and volcano-tectonic subsidence, generated by local magmatic/volcanic processes, such as, the ascent and eruption of magma and the consequent emptying out of the magma chamber over long periods of time after several eruptive cycles, creating unit imbalance. According to these authors, in strike-slip tectonic contexts, the volcanic calderas are formed above the magma chambers which have become elongated and elliptical. This geometry, which is visible in the final geometry of the caldera, may have been a result of magma chamber elongation, through simple shearing in a pre-collapse phase and is stretched and slightly sigmoidal roughly parallel to the regional distension (orientation of the major axis of the deformation ellipsis). The regional pre-collapse faulting, generally resulting from Riedel deformation, with tangential orientations to the core of the magma chamber and the faults associated with the edges of the magma chamber would have been reactivated in order to accommodate subsidence in the caldera bottom. Reverse ring faults, formed at the end of the shortening axis, would spread

towards the lengthening axis. Initally, the collapse take place, on a small scale, on the flanks that are in compression (along the shortening axis). However, a large collapse occur on the flanks that are in extension (along the extended axis) (Mathieu et al., 2011). The goal of this work is to relate the elongated geometry of Deception Island volcanic caldera with the elongation of the magma chamber through simple shear conditioned by the regional transtensional regime, by analogy with the one proposed by Holohan et al. (2008) and Mathieu et al. (2011). 2 Geological setting

Figure 1. Tectonic and Geographical Location of Deception Island (after Torrecilas et al., 2011). Deception Island is a small, volcanically-active island (diameter < 15 km), of the quaternary age (< 780 thousand years old), located in the marginal basin of Bransfield Strait (Bransfield Trench; 62º 57' S; 60º 37’ W), which separates the South Shetland Islands from the Antarctic Peninsula (e.g. Smellie, 2002) (Figure 1). The opening of the Bransfield trench, with a NE-SW orientation and a length of 500 km, results from the conjunction of two processes: 1) a transtensional basin related with the left-lateral motion between the Antarctic plate and the Scotia plate (e.g. González-Casado et al., 2000); 2) a back-arc process resulting from the very slow oblique subduction or

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the roll-back of the ancient Phoenix Plate under the Antarctic plate (e.g. Lawver et al., 1995, 1996). The orientation of the macrostructures which define the current morphology of this basin corresponds to that of a sinistral shear zone, created by a stress field, whose maximum horizontal compressive stress (σ1) was oriented N30ºE (Maestro et al., 2007). The origin of the Deception caldera remains controversial. For some authors, the large interior bay (Port Foster) is a result of the passive collapse of the caldera along orthogonal faults (e.g. Marti and Baraldo, 1990). However, others believe the evolution and collapse of the volcanic edifice was influenced by the great regional faults (e.g. Smellie, 2002). 3 Observations Deception Island has got an elongated horseshoe shape, which measures 15 km in diameter, inside which there is a totally inundated volcanic caldera (Port Foster). The island developed in the complex regional tectonic context of Bransfield Strait, resulting from a combination between a back-arc basin and a transtensional regime, which was the consequence of a left-lateral strike-slip motion along the Shakelton fault and the south Scotia ridge. It is possible to highlight some features which suggest that the formation of Deception volcanic caldera was strongly influenced by the regional tectonic context: a) The orientation of the macrostructures which define the morphology of Bransfield Strait suggest that this basin is a large regional left-lateral simple shear zone corridor, whose movements are controlled by a stress field with σ1 oriented N30ºE; b) Deception island has an elliptical caldera, which is revealed by seismic tomography, with semi-axes measuring 4.5 km and 2.7 km in length (Ben-Zvi et al., 2009). The semi-major axis is oriented N25-30W, roughly parallel to the direction of the regional extension and is slightly sigmoidal in plan view (Lopes et al, 2012); c) The orientation of the faults and fractures observed on in the field (e.g. Maestro et al., 2007) and the orientation of structural lineaments interpreted from morpho-structural analysis of DTMs (e.g. Lopes et al, 2012) are similar to the orientations of fractures which characterize a Riedel’s deformation model. On the basis of the geometrical and kinematic relationship between the location and orientation on the faults and fractures it is possible to distinguish two Riedel stages. These stages can be relate to an inferred counterclockwise rotation of Deception Island (Maestro et al., 2007); d) The glacier which covers the ENE flank of the island displays, along the Costa Recta cliff, a range of folds, whose vergence seems turned in the direction of the caldera’s semi-minor axis (Caselli personal communication).

e) The spatial distribution of the historic volcanic eruptions, within Port Foster caldera, shows that its age decreases from SE to NW, which could be compatible with the counterclockwise rotation of the island. 4 Discussion and Comments 4.1 The hypothesis In our opinion, the collapse of Deception caldera results from a volcano-tectonic process above the magma chamber previously stretched under the control of the regional left-lateral transtensional regime, which can be explained through the analogue models proposed by Holohan et al. (2008) and Mathieu et al. (2011) for volcanic calderas formation in strike-slip faults scenarios.

Figure 2. A schema of the hypothtical Deception island caldera formation process. As the magma chamber undergoes a counterclockwise rotation in the regional left-lateral shear zone, it acquires a elliptical shape, with stretching roughly parallel to the direction of the regional distension and shortening according to the direction of the regional maximum compressive stress (σ1) (Figure 2). Perpendicularly to the distension and maximum compression axes, distensive and compressive structures, respectively, develop. As the rotation continues, it changes the orientation of a Riedel’s first stage deformation structures and leads to the development of a Riedel’s second stage. Due to the combination of continuous regional stretching and volcano-tectonic fractionation, the caldera subsides, above

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the sigmoidally elongated magma chamber. The collapse may have occurred, initially, on a small scale, along the compressed flanks (along the shortening axis). However, the main and large collapse events affect the flanks that are in extension (along the lengthening axis). 4.2 Final remarks The subsidence of Deception Island caldera may have been strongly controlled by the regional pre-collapse tectonics under control of the Bransfield basin sinistral strike-slip tectonic regime. It is intended, in the near future, to develop more studies to corroborate the hypothesis suggested here. Among them we can highlight field work for structural analysis and to collect sample, a detailed morpho-tectonic analysis using DTMs and remote sensing data, chemical and isotopic analysis, the K-Ar and U-Pb dating of total rock and minerals and the development of analogue models in the CGUC (Center for Geophysics of the University of Coimbra) technophysics laboratory. All the information obtained from studies mentioned above will be collated into a Geographic Information System (GIS) for simulation and analysis of various scenarios for the tectonic evolution of Deception Island. References Ben-Zvi, T., Wilcock, W. S. D., Barclay, A. H., Zandomeneghi, D.,

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PLUTONS: Imaging Deep Active Magma Intrusions in th e Central Andes Matthew Pritchard 1, Jennifer Jay 1*, Scott Henderson 1, Stephen McNutt 2, Michael West 2, Douglas Christensen 2, Matthew Haney 3, Shan de Silva 4, Martyn Unsworth 5, Noah Finnegan 6, Rodrigo del Potro 7, Jo Gottsmann 7, Duncan Muir 7, Jon Blundy 7, Mayel Sunagua 8, Estela Minaya 9, Todd Feeley 10, Gary Michelfelder 10, Jorge Clavero 11, José Antonio Naranjo 12, Sergio Barrientos 13

1Department of Earth and Atmospheric Sciences, Cornell University, Ithaca, NY, USA; 2Geophysical Institute, University of Alaska, Fairbanks, USA; 3Alaska Volcano Observatory, USGS, Anchorage, AK, USA; 4Department of Geosciences, Oregon State University, USA; 5Department of Earth and Atmospheric Sciences, University of Alberta, Canada; 6Department of Earth and Planetary Sciences, University of California, Santa Cruz, USA; 7Department of Earth Sciences, University of Bristol, UK; 8SERGEOTECMIN, La Paz, Bolivia; 9Observatorio San Calixto, La Paz, Bolivia; 10Department of Earth Sciences, Montana State University, USA; 11Energía Andina, Santiago, Chile; 12SERNAGEOMIN, Santiago, Chile; 13Departamento de Geofísica, Universidad de Chile, Santiago, Chile *E-mail: jaj88@cornell.edu Abstract. PLUTONS (Probing Lazufre and Uturuncu TOgether: Nsf, Nerc, Nserc, Sergeotecmin, Sernageomin, observatorio San calixto, universidad nacional de Salta, universidad mayor San andres, universidad de poto Si, Sernap, chilean Seismological service, universidad de San Juan) is a multinational project that uses a variety of geophysical and geochemical techniques to investigate two actively deforming volcanic regions: Uturuncu volcano in southwest Bolivia and Lazufre volcanic region in central Chile. Data from seismic, geodetic, gravity, magnetotelluric, geochemical, and petrological studies are being integrated to constrain models of mid-crustal magma accumulation beneath these two uplifting regions. Keywords: PLUTONS, Uturuncu, Lazufre, Lastarria 1 Introduction Uturuncu (22.27 S, 67.22 W, 6008m) is a dacitic stratovolcano located in the Altiplano-Puna Volcanic Complex (APVC), an area of volcanism that is associated with a late Miocene ignimbrite flare-up (de Silva, 1989), and underlain by the Altiplano-Puna Magma Body, a zone of partial melt characterized by low seismic velocities and high electrical conductivities (Zandt et al., 2003; Schilling et al., 1997). The youngest lava flows are dated to ~270 ka using 39Ar/40Ar dating (Sparks et al., 2008). Lazufre (25.25 S, 68.49 W) is a broad region of uplift ~50 km in diameter located between the volcanoes Lastarria and Cordón del Azufre. While observed uplift is similar in both form and magnitude to Uturuncu, it is located approximately 350km south, well outside of the APVC. No eruptions have occurred near the center of the region of uplift, although Holocene eruptions have occurred at Lastarria Volcano (Naranjo, 2010). 2 Method and Results 2.1 Uturuncu Volcano

An InSAR (Interferometric Synthetic Aperture Radar) time series inversion shows that Uturuncu has been uplifting at a constant rate of about 1 cm/yr in the radar line of sight (LOS) since at least 1992 (when SAR data became available) until 2011 (Figure 1). The region of uplift is about 70 km in diameter and is centered on the summit of the volcano. Surrounding the uplifting region is a broad ring of subsidence that could have several possible causes including magma withdrawal feeding the inflating source, visco-elastic deformation, or something else. The uplift has been modeled with a simple source embedded in a homogeneous elastic half-space at a depth of ~17 km below the surface (Pritchard and Simons, 2004).

Figure 1. InSAR time series velocity maps from two different satellite tracks showing uplift rates in cm/yr at Uturuncu Volcano in SW Bolivia and Lazufre on the border between Chile and Argentina. Data is from ERS and Envisat. Seismic results from a 15-seismometer network that was deployed from April 2009 to April 2010 show an average

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seismicity rate of about 3 volcano-tectonic earthquakes per day, with many earthquakes occurring in swarms (Jay et al., 2012). Local magnitudes range from −1.2 to 3.7 and depths are near sea level, more than 10 km above the geodetically inferred inflation source and the APMB. The Mw 8.8 Maule earthquake on 27 February 2010 triggered hundreds of earthquakes at Uturuncu. Ambient noise tomography results reveal a low-velocity zone at 1.9 to 3.9 km depth below the surface, perhaps related to the hydrothermal system. Geomorphology surveys show no discernible tilting of late Pleistocene and lake shorelines, suggesting that the surface deformation is probably recent or cyclic. A 2-D inversion of magnetotelluric data show a region of high resistivity from about 2 to 4 km below the surface and centered slightly south of the summit. A 3-D inversion of gravimetric data shows a partially molten body with a negative density contrast of 150 kg/m3 that encompasses the modeled deformation source. 2.2 Lazufre As Lazufre is the secondary target of the PLUTONS project, fewer geophysical instruments have been deployed there. However, we have been able to monitor the deformation of Lazufre using InSAR since 1995 (Figures 1 and 2). InSAR time series show that the uplift began after about 1997-1999, and has since accelerated to a maximum rate of 3.5cm/yr LOS (e.g., Ruch et al., 2009).

Figure 2. InSAR time series plot showing cumulative displacement versus time at Lazufre. A quadratic fit to the uplift signal fits the data much better than a linear fit. 3 Conclusions To date, the data collected at Uturuncu are consistent with a recent intrusion of magma in the mid-crust at the depth of the APMB (15-20 km) and the existence of a shallow hydrothermal system. Seismic tomography and receiver function analysis will be performed using broadband data

from 29 stations to further our understanding of the subsurface magmatic system. Future geochemical work will establish the extent to which Uturuncu represents a manifestation of APVC magmatism. We currently have a network of seismometers and GPS stations deployed at Lazufre. The seismic and GPS data will be used to characterize the seismic activity of the region and verify InSAR measurements to ultimately compare and contrast Lazufre with Uturuncu. Acknowledgements We thank the U.S. National Science Foundation (NSF) and the U.K. National Environment Research Council (NERC) for funding this project. We also thank the people of Quetena Chico in Bolivia for their cooperation and hospitality while doing fieldwork at Uturuncu. We finally thank the Chilean Dirección Nacional de Fronteras y Límites del Estado (DIFROL) and the Bolivian Servicio de Areas Protegidas, especially the staff at the Reserva Eduardo Avaro, for permission to temporarily deploy geophysical instrumentation. References de Silva, S.L. 1989. Altiplano-Puna volcanic complex of the central

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Estructura Geoeléctrica utilizando el método MT en Juncalito, III Región: Resultados Preliminares Karin García*, Danko Ambrus, Daniel Diaz y Gonzalo Yañez† Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Avenida Blanco Encalada 2002, Santiago, Chile † Facultad de Ingeniería, Pontificia Universidad Católica de Chile, Vicuña Mackenna4860, Macul, Santiago, Chile * E-mail: kigarcias@gmail.com Resumen. Se realizó un estudio Magnetotelúrico (MT) utilizando distintos equipos de medición metodologías de adquisición, en un campo geotermal en exploración, en la zona de Juncalito ubicada en la III Región, al sureste del Salar de Pedernales. El estudio realizado permite caracterizar el campo geotermal en dos dominios representativos. En la zona este se distingue un cuerpo resistivo dentro del gran conductor y una zona oeste en la cual sólo se aprecia cuerpo conductor homogéneo. En ambas zonas el cuerpo conductor es delimitado en profundidad por una frecuencia de 0,1 Hz, y preliminarmente se asocia a una alteración hidrotermal muy penetrativa. Palabras Claves: Método Magnetotelúrico, Campo Geotermal, Alteración Hidrotermal. 1 Introducción Se realizó una exploración con un método pasivo de ondas electromagnéticas, el método Magnetotelúrico (MT), con tres equipos distintos y tres metodologías distintas, en la zona de Juncalito que se encuentra en la III Región al SE del Salar de Pedernales (ver figura 4). El área de estudio se sitúa en un plano llamado llano los Cuyanos. La empresa Energía Andina tiene la concesión de exploración del área para evaluar el potencial geotermal. El método MT detecta diferencias de las resistividades en las estructuras de subsuelo. Se utiliza el método MT en exploración geotérmica debido a que la resistividad es sensible a diferencias de temperatura en las aguas, a minerales de alteración hidrotermal, permeabilidad, porosidad, etc. A continuación se detallará la metodología aplicada en la medición MT con los distintos equipos y la distribución de las resistividades aparentes en el área de exploración. Además se mencionará las herramientas que se utilizarán en el desarrollo de la inversión de los datos en 3D. 2 Metodología 2.1 Arreglo A En la figura 1, la parte de arriba muestra el arreglo A que fue utilizado con el equipo ADU07 (Metronix) del

proyecto CEGA, por cada estación se obtienen las dos componentes horizontales del campo eléctrico (medido con electrodos) y las dos componentes horizontales del campo magnético (medido con bobinas) y la componente vertical del campo magnético. Se realizaron 19 estaciones homogéneamente distribuidas a una distancia entre 1 y 2 km. entre cada estación.

Figura 1. Disposición en terreno de bobinas y electrodos para dos arreglos distintos. 2.2 Arreglo B La parte de abajo de la figura 1 muestra el arreglo B. En este caso por cada 6 estaciones se instala un par de bobinas horizontales para medir el campo magnético y en las 6 estaciones se miden las componentes horizontales del campo eléctrico, es decir, para este tipo de configuración se asume que el campo magnético no varía en el área circundante de los seis puntos. Este arreglo se realizó dos veces, o sea, se midió en 12 estaciones el campo eléctrico y en dos estaciones el campo magnético. Las estaciones están distribuidas homogéneamente a una distancia de aproximadamente 1 km. Para este arreglo se utilizó el

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equipo GDAS 24 proporcionado por la empresa Zonge. 3 Resultados y Discusión La figura 2 muestra la resistividad aparente que es representativa de la zona oeste del área explorada, esta medición corresponde al punto J01 (ver figura 4) y fue tomado con el arreglo A. La figura 2 muestra que la resistividad disminuye linealmente hasta una frecuencia de 0,1Hz. A esta misma frecuencia se observa en el gráfico de fase un cambio en el ángulo de la fase. En este punto (0,1 Hz) se encuentra la parte más profunda del conductor y se observa en el gráfico de resistividad que para frecuencias aún más bajas (una penetración aún mayor), se sale del conductor.

Figura 2. Resistividad Aparente (arriba) y fase (abajo) vs la frecuencia para la estación J01 (ver figura 4). La figura 3 muestra la estación J10 (ver figura 4), que se encuentra en el lado este del área explorada. Al igual que J01, J10 corresponde a un punto en el cual se realizó el arreglo A. En el lado este del área de medición se observa una diferencia en el conductor. La figura 3 muestra este hecho. De la misma manera que en el lado oeste el conductor se observa hasta una frecuencia (representativo de la profundidad) de 0,1 Hz, pero en el lado este se puede observar (figura 3) que a frecuencias mayores (entre 0,2 y 4 Hz, ambiente más superficial) existe un aumento de la resistividad aparente, mostrando que dentro del gran conductor se encuentra un cuerpo más resistivo.

Figura 3. Resistividad Aparente (arriba) y fase (abajo) vs la frecuencia para la estación J10 (ver figura 4). Para la obtención de las verdaderas resistividades de la estructura se realizará una inversión de los datos en 3D utilizando un software basado en el método de Occam, el cuál busca la solución de norma mínima ajustando los datos en un entorno de tolerancia especificado (Constable et al. 1987; Siripunvaraporn et al., 2005). La interpretación del resultado de esta modelación 3D se apoyará en información geológica y geofísica complementaria (grav., IP, sísmica). Agradecimientos Gracias al proyecto CEGA (Fondap 15090013) por financiar la tesis de magister en geofísica de Karin García y en el préstamo del equipo ADU07. A la empresa de Energía Andina por auspiciar el terreno y a la empresa Zonge por disponer de su equipo GDAS 24. Referencias Mwangi, M. N., 2000. Geophysical Method for Geothermal Resource

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Figura 4. Distribución de las estaciones MT. Las gotas verdes (J**) corresponden a las estaciones medidas con el arreglo tipo A, y las gotas azules (VIP**) corresponden a las mediciones MT medidas con el arreglo tipo B. Las gotas azules con estrellita son las estaciones en la que se dispusieron las bobinas horizontales.

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Searching for Activity in the Andean Central Volcan ic Zone: Thermal Anomalies, Seismicity, and Deformatio n Over a Timespan of 1-20 years Scott T. Henderson 1, Matthew E. Pritchard 1, Jennifer A. Jay* 1, Mark Welch 1, Peter J. Mares 1, Marissa E. Mnich 1, Andrew K. Melkonian 1, Felipe Aguilera 2, José Antonio Naranjo 3, Jorge Clavero 4, Estela Minaya 5, Mayel Sunagua 6, Bianca Glass 7, Sergio Barrientos 8 1Department of Earth and Atmospheric Sciences, Cornell University, Ithaca, NY, USA; 2Departamento de Geología, Universidad de Atacama, Copiapó, Chile; 3SERNAGEOMIN, Santiago, Chile; 4Energía Andina, Darío Urzúa 2165, Santiago, Chile; 5Observatorio San Calixto, La Paz, Bolivia; 6SERGEOTECMIN, La Paz, Bolivia; 7Universidad de Tarapacá, Arica, Chile; 8Universidad de Chile, Santiago, Chile *E-mail: jaj88@cornell.edu Abstract. We conducted a survey of the volcanoes in the Central Volcanic Zone in search of surface deformation, thermal anomalies, and volcanic seismicity. We use InSAR to monitor the arc for deformation and find two volcanoes with previously undocumented deformation (Putana and Cerro Overo). We also document continued deformation at Uturuncu, Lazufre, and Cerro Blanco. We use thermal infrared data from the ASTER instrument to search for thermal anomalies, or hotspots, at 64 volcanoes. We find that at least 23 volcanoes demonstrate hotspots that can be seen in high spatial resolution ASTER data, with most of these hotspots being attributed to fumaroles. We have deployed temporary networks of seismometers at 9 volcanoes and have found that Uturuncu and Guallatiri volcanoes both exhibit high rates of local volcanotectonic seismicity. Our study shows that the relationship between deformation, thermal anomalies, and seismicity in the CVZ is complex and, although some volcanoes such as Uturuncu exhibit all three manifestations of activity, in general they are not all evident at the same time. Keywords: InSAR, CVZ, ASTER, hotspots 1 Introduction The Andean Central Volcanic Zone (CVZ, 15° to 28° S) is home to hundreds of potentially active volcanoes, but only a few dozen of these have been monitored for activity. We employ satellite Interferometric Synthetic Aperture Radar (InSAR) to remotely sense ground deformation in the region exceeding rates of a few cm/yr. The synoptic coverage of InSAR makes it a good tool for detecting surface deformation; however, some volcanoes show evidence of magmatic activity (temperature anomalies, earthquakes, eruptions) without measurable surface deformation. Furthermore, the cause of ground displacements is often ambiguous; for example, surface deformation may be caused by shallow hydrothermal fluid circulation or deeper magma migration. Distinguishing between physical causes is an essential step in volcanic hazard assessment. In order to more comprehensively assess the activity of the volcanoes in these regions we use nighttime infrared satellite observations from the Advanced Space Thermal Emission Radiometer (ASTER)

and the Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS) instruments to detect thermal anomalies. Finally, we have deployed seismic arrays at 9 volcanoes in the CVZ in order to search for any connections between these three import indicators of magmatic activity: Surface deformation, seismicity, and thermal anomalies. 2 Methods and Results 2.1 Remotely Sensed Deformation The advent of InSAR has dramatically increased the number of known deforming volcanoes in the world from 44 in the late 1990's (Dvorak and Dzurisin, 1997) to more than 130 in 2011 (Fournier et al., 2010). Of the 69 active volcanoes (Smithsonian Global Volcanism Program) in the CVZ, there have been 13 with historic eruptions, and 9 of the volcanoes have deformed within the last 20 years. Some, but not all volcanoes have temporally variable deformation rates and some sites have started or ceased deformation since our earlier InSAR survey of the area (Pritchard and Simons, 2004). In order to understand the temporal variation of deformation signals in the CVZ, we conducted a time series inversion of 631 ERS and Envisat interferograms from 1992 to the present covering up to 870 kilometers along the volcanic arc. Table 1 shows a summary of known deforming volcanoes in the CVZ documented by previous authors and by this study. Two deformation sources contained in the CVZ, Uturuncu and Lazufre, are particularly intriguing in that they are long-lived (>10 yrs), have large diameters (>50 km), and have modeled sources at mid-crustal depths (10-20 km). Results indicate continuing monotonic inflation styles at Uturuncu and Lazufre with maximum radar line-of-sight (LOS) uplift at 1.0 cm/yr over the past 20 years and 3.5 cm/yr over the past 5 years, respectively. Such high inflation rates are unsustainable over long time periods due to geomorphic constraints – uplift of 1 cm/yr over one million years would put Uturuncu at an unrealistic elevation of 10 km.

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Assessment of the hazard posed from intrusions at Uturuncu and Lazufre is difficult because of many unanswered questions: Is the deformation caused by magma accumulation, will the magma we currently observe to be intruding ever erupt, and, if so, are we measuring an early, middle, or late stage in the accumulation? 2.2 Remotely Sensed Thermal Anomalies We examined 64 volcanoes and geothermal areas in the CVZ for temperature anomalies, or hotspots, between 2000-2010 from two different satellite sensors: 1) those automatically detected by the MODVOLC algorithm (Wright et al., 2004) from MODIS and 2) manually identified hotspots in nighttime images from ASTER. At least 23 volcanoes have hotspot temperatures of 4-100 K above background temperatures. Most of these hotspots can be attributed to fumaroles, hot springs, and eruptions. At least 9 volcanoes in the same areas have exhibited ground deformation; however, there are many deforming volcanos without hotspots and many thermal anomalies without observed deformation. Our survey reveals that low amplitude volcanic hotspots detectable from space are more common than expected based on lower resolution data. Although there were 6 earthquakes with Mw>7 in our study area from 2000-2010, we found no evidence that the thermal anomalies were affected by seismic shaking.

Figure 1. Reference map of hotspots and potential hotspots in the CVZ. Other volcanoes from the Smithsonian Institution database (Siebert & Simkin, 2002-2012) are shown as black triangles. Epicenters of earthquakes from the USGS PDE catalog between 1 January 2000 and 22 February 2010 with Mw > 7 are plotted as green stars.

2.3 Seismicity at Select Volcanoes Individual volcanoes have distinct seismological personalities, and therefore it is important to characterize the types, locations, magnitudes, and rates of earthquakes that occur. We have installed seismometers at various volcanoes in the CVZ including Uturuncu, Ollagüe, Olca-Paruma, Irruputuncu, Sol de Manaña, Lastarria, Parinacota, Isluga, and Guallatiri. Using a network of 15 seismometers around the inflating Uturuncu volcano from April 2009 to 2010, we find an average rate of about 3 local volcano-tectonic earthquakes per day, and swarms of 5-60 events a few times per month with local magnitudes ranging from -1.2 to 3.7 (Jay et al., 2012). Over the last two years we have divided the array amongst other active volcanoes (exhibiting thermal anomalies or having recent eruptions, but not necessarily deforming) for reconnaissance studies lasting several months. To date we have found that the fumarolically active Ollagüe, Olca-Paruma, and Irruputuncu volcanoes located roughly 200km to the Northeast of Uturuncu exhibit much less local seismicity. For example, over a two-month period in 2010, we identified only 3 local earthquakes at Olca-Paruma and 22 earthquakes at Ollagüe. In northern Chile, Guallatiri volcano appears to be much more seismically active than Parinacota and Isluga with an average seismicity rate of 2 earthquakes per day, with many of the earthquakes occurring in swarms. Soler and Amigo (2012) have documented microseismic activity at Putana volcano, which has also shown a fleeting uplift episode of 4 cm LOS in the InSAR data (Figure 2). The uplift episode occurred sometime between 18 October 2009 and 31 January 2010.

Figure 2. Interferogram showing the uplift signal at Putana volcano on the border between Chile and Bolivia. 3 Discussion and Conclusions As of yet there do not appear to be general correlations between seismic activity, thermal anomalies, and surface deformation at active volcanoes in the Andean Central Volcanic Zone. There are some hints that distinct volcanic

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arcs have differing relations between ground deformation and eruption. For example, the few deforming volcanoes found in the northern Andes, Kamchatka, and Central America are contradictory to the high level of eruptive activity in these regions and likely indicate different magma plumbing systems in these arcs relative to other arcs with many deforming volcanoes like Alaska or the central and southern Andes. Acknowledgements We thank the National Aeronautics and Space Administration (NASA) and the National Science Foundation (NSF) for funding for this project. We also thank the people of Caquena, Isluga, Parinacota, and Enquelga in northern Chile and the Bolivian military for their hospitality and cooperation while doing fieldwork. Finally, we thank the Chilean Dirección Nacional de Fronteras y Límites del Estado (DIFROL), Corporación Nacional Forestal (CONAF), and the Bolivian Servicio de Areas Protegidas, especially the staff at the Reserva Eduardo Avaro, for permission to temporarily deploy geophysical instrumentation. References Dvorak, J. J.; Dzurisin, D. 1997. Volcano geodesy: The search for

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Table 1. Summary of deforming volcanoes in the Central Volcanic Zone (1992 – present)

Volcano Time of observed deformation

Max. LOS rate (cm/yr)

References

Hualca Hualca, Peru 1992-1997 2 Pritchard & Simons, 2004 Ticsani, Peru 2005 -6 Holtkamp et al., 2011 Uturuncu, Bolivia 1992-2011 1 e.g., Pritchard & Simons, 2004 Putana, Bolivia-Chile 2009-2010 5 This work Cerro Overo, Chile 1992-2010 -0.5 & 0.5 This work Láscar, Chile 1993-2010 -2 Pavez et al., 2005; Whelley et al., 2012 Lastarria, Chile 2001(?)-2011 1-2 Froger et al., 2007; Ruch et al., 2009 Lazufre, Chile-Argentina 1998(?)-2011 2.5 e.g., Pritchard & Simons, 2004; Ruch et al, 2009 Cerro Blanco, Argentina 1992-2011 -1 Pritchard & Simons, 2004

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Los volcanes Chanchán y el Grupo Volcánico Fui: volcanes monogenéticos al norte del CV Mocho-Choshuenco, Región de los Ríos, sur de Chile. Moyra Gardeweg y Daniel Sellés AURUM Consultores-Servicios Geológicos y Mineros Ltda. Resumen. Al noreste del Complejo Volcánico Mocho-Choshuenco (CVMCH) se encuentra una serie de centros eruptivos menores y conos de escoria monogenéticos. El grupo de conos Fui Sur (holocenos), el más cercano al Complejo, bien preservados y dispuestos en cordones alineados N50-80ºE, comprende desde basaltos a dacitas, de composición similar a las lavas y piroclastos emitidos por el CVMCH. Más al norte, los volcanes Chanchán (pre-Holocenos), alineados N55ºE, y los Conos de Fui Alto (>2 ka AP) alineados N10ºE, paralelo al Sistema de Falla Liquiñe-Ofqui, contienen exclusivamente basaltos poco evolucionados pero enriquecidos en elementos incompatibles, que son química y petrográficamente distintos de la serie magmática del CVMCH. La ausencia de miembros híbridos entre estos basaltos y lavas del Complejo sugiere conductos de ascenso magmático independientes desde la fuente a la superficie, pese a la cercanía de los centros de emisión. Palabras claves: Zona Volcánica Sur, conos monogenéticos, basaltos, Grupo Fui, Chanchán. 1 Introducción Al noreste y norte del Complejo Volcánico Mocho-Choshuenco (CVMCH), Región de Los Río, afloran dos conjuntos de volcanes monogéneticos: el Grupo Volcánico Fui y los Volcanes Chanchán, definidos por Moreno y Lara (2007). En la presente contribución se resume las características físicas, control estructural, petrografía, geoquímica y geocronología de este volcanismo, con énfasis en sus contrastes estructurales y geoquímicos. Estos resultados fueron extractados de un estudio realizado por AURUM Consultores para Endesa (Gardeweg, 2010) en el marco del estudio de impacto ambiental (EIA) del Proyecto Central Hidroeléctrica Neltume, estudio que incorpora los presentados previamente por Moreno y Lara (2007), Cecioni et al. (2003) y Pérez (2005). Los volcanes monogenéticos de Fui y Chanchán se encuentran espacialmente asociados a los productos del intenso volcanismo explosivo registrado en el volcán Mocho a partir del Holoceno temprano, agrupados en la Secuencia Piroclástica (Hdp) de Moreno y Lara (2007). Esta secuencia incluye cerca de 60 depósitos piroclásticos de flujo, caída y oleada, varios de los cuales contienen restos de madera carbonizada cuyo análisis radiométrico 14C ha permitido fecharlos entre 10.500 y 140 años AP, edades que contribuyen a establecer la estratigrafía relativa de los conos monogenéticos cuyos productos contienen escaso material carbonoso.

2 Volcanes Chanchán Los Volcanes Chanchán s un conjunto reducido y discreto de conos y centros de emisión con escasas lavas asociadas, ubicados 4 km al NE de Neltume. Conforman un cordón alineado en dirección N55ºE, de 6 km de longitud y 2 km de ancho máximo. Corresponden a 3 o 4 pequeños estratovolcanes coalescentes pobremente preservados y no individualizables de 500 m de altura máxima y bases de menos de 2 km de diámetro, cuyos centros de emisión no son claramente identificables. Los afloramientos son muy escasos ya que tanto los conos como las escasas coladas asociadas están extensamente cubiertos por depósitos piroclásticos no consolidados del Holoceno (Hdp) y densos bosques. Sobreyacen a intrusivos del Mioceno y a regolitos del mismo, y subyacen la totalidad de la Secuencia Piroclástica del Volcán Mocho (Hdp), indicando una edad pre-Holocena (>10,5 ka), consistente con el fracturamiento tipo ‘hackle joints’ que presentan sistemáticamente las lavas, evidencia de emplazamiento bajo hielo (Lescinsky y Finks, 2000), su mayor grado de alteración, ausencia de rasgos superficiales originales y superficies aborregadas resultado de erosión glacial. Sus lavas son basálticas de olivino y piroxeno (48,8-51,6% SiO2). 3 Grupo Volcánico Fui El Grupo Volcánico Fui es un conjunto de aproximadamente veinte conos de piroclastos monogenéticos y lavas asociadas de edad holocena (postglacial) ubicados el NE del Complejo Volcánico Mocho-Choshuenco. Estos conos y sus lavas asociadas represaron el río Fui y dieron origen al lago Pirehueico, ubicado inmediatamente al este. Sus productos engranan y están, a su vez, extensamente cubiertos por los depósitos piroclásticos holocenos del volcán Mocho (Hdp). Corresponden a conos piroclásticos de escoria, volcanes relativamente pequeños y simples que varían de 0,25 a 2,5 km en diámetro y con alturas desde unos pocos metros hasta 424 m sobre su base. Estos volcanes se formaron, predominantemente, en erupciones monogenéticas de tipo estrombolianas, aunque no se descarta que en etapas tempranas de las erupciones hayan ocurrido episodios freatomagmáticos, como lo sugiere su ubicación en una zona deprimida y la presencia de depósitos de oleada. Por otra parte, la ausencia de maares sugiere que los eventuales episodios freatomagmáticos habrían sido eventos de relevancia menor. Los edificios del Grupo Volcánico Fui

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tienen forma de conos truncados coronados por un cráter con forma de tazón, aunque también los hay de forma cónica y con forma de herradura, estos últimos probablemente asociados a diques alimentadores inclinados en la dirección opuesta a la abertura de la herradura (Doniz, 2009). Los flancos de los conos están constituidos por capas de lapilli grueso y bombas, piroclastos de caída vesiculares, semivesiculares y densos, material frecuentemente utilizado como material de empréstito para caminos y otros. Basados en criterios geográficos, estructurales y geoquímicos, dentro de este grupo se reconocen las siguientes dos subunidades genéticamente independientes: 3.1 Conos de Fui Alto Conjunto de 4 a 5 centros de emisión ubicados al norte del río Fui, alineados N10ºE, paralelos al Sistema de Falla Liquiñe–Ofqui, una de cuyas ramas se ubica 2 km al este. Conforman el cordón NNE de 2,5 km de longitud denominado Fui Alto Los conos están formados, principalmente, por escoria de granulometría y densidad variable, con aglomerados, bombas fusiformes y lapilli en algunos casos oxidados como se observa en la Cantera Roja y en el interior de una galería de exploración construida por ENDESA. Los flancos presentan una inclinación máxima de 35º. Las coladas de lava asociadas alcanzan 2 km de longitud y forman la Pampa Pirihuín, al E-SE de Neltume. Sus lavas y escorias son de grano fino, afaníticas o con escaso contenido de fenocristales. Corresponden a basaltos de olivino y en forma subordinada a basaltos de olivino y clinopiroxeno. Químicamente corresponden a basaltos (51,1-50,3% SiO2) con un patrón geoquímico notablemente distintivo respecto a las rocas de los conos de Fui Sur y del Complejo Volcánico Mocho Choshuenco (ver Geoquímica). 3.2 Conos de Fui Sur: Conjunto de 14 a 15 conos de piroclastos y lavas asociadas ubicados al sur del río Fui, en el flanco NE inferior del Complejo Volcánico Mocho-Choshuenco. Están dispuestos en tres cadenas de 2 a 2,5 km de longitud, alineados en dirección NE-E (N50-80ºE), dirección frecuente en conos parásitos a grandes estratovolcanes del sur de Chile (Cembrano y Lara, 2009). Sus conos, mejor preservados que los de Fui Alto, incluyen los edificios con forma de herradura Pudú y La Cumbre, ambos con canteras en sus flancos. Las coladas asociadas son de tipo ‘aa’ y de bloques, con espesores de hasta 30 m y menos de 5 km de longitud, sobre las que está construido Neltume Destaca la lava de los Saltos de Huilohuilo con fracturamiento tipo ‘hackle joints’. Las lavas y piroclastos de Fui Sur estudiados son de grano fino, afaníticas o con escaso contenido de fenocristales. Corresponden a andesitas y andesitas basálticas de clinopiroxeno con 54,3 a 57% de sílice aunque, de acuerdo a Moreno y Lara (2007), algunas de estas lavas alcanzarían composiciones

dacíticas (~64% SiO2). Sus patrones geoquímicos, similares al Complejo Volcánico Mocho Choshuenco, sugieren una relación genética, en contraste con los obtenidos para Fui Alto (ver Geoquímica). 3.3 Edad Grupo Volcánico Fui: Los edificios volcánicos del Grupo Fui serían mayoritariamente posglaciales como lo sugiere su nivel de preservación, aunque los distintos grados de esta preservación indican, a su vez, diferentes edades. Esta asignación de edad es corroborada por su relación de engrane con los depósitos holocenos de la Secuencia Piroclástica (Hdp). Localmente se observan depositados directamente sobre las rocas intrusivas del basamento denudadas por erosión glacial, relación que sugiere que se habrían formado desde el Holoceno temprano o Pleistoceno tardío, poco después del retiro de los hielos. Aunque no fue posible datar directamente el Grupo Fui debido a la ausencia de materia orgánica en los niveles de escoria, la datación de suelos que los subyacen y de flujos piroclásticos con restos carbonosos bajo y sobre las escorias permitió que se determinara, localmente, su edad máxima y mínima. En Fui Alto, la datación de un flujo piroclástico directamente sobre escorias de uno de los conos indica una edad mayor que 1890 ±40 años AP Tabla 1). Por otra parte, Cecioni et al. (2003) y Pérez (2005) indican que la colada de Pampa Pirihuín, intercalada entre flujos piroclásticos, subyace uno datado en 2360 ±60 años AP. Lo anterior sugiere que la mayor parte de los conos y lavas de Fui Alto se formaron hace, al menos, 1900-2400 años. En Fui Sur dos edades en suelos directamente bajo escorias de los conos indican que el Cerro Pudú se habría formado hace menos de 1720 ±40 años AP, edad consistente con el buen grado de preservación de este cono, en tanto uno de los conos de El Depósito se habría formado alrededor de 7930 ±40 años AP (Tabla 1). El cono La Cumbre, en tanto, se habría formado antes de los 2.540 ±40 años AP (Lara y Moreno (2004). Tanto en Fui Alto como Fui Sur la extensa cobertura de piroclastos de >1000 años AP que los sobreyace indica que estos centros volcánicos no han hecho erupción en tiempos históricos. 4 Geoquímica Para este trabajo se obtuvieron nuevos análisis geoquímicos de muestras del Grupo Fui (18), volcanes Chanchán (7) y lavas y piroclastos del complejo volcánico Mocho-Choshuenco (19). La serie magmática del complejo Mocho-Choshuenco registra, en su conjunto, composi-ciones que van desde basaltos a dacitas (51-68% SiO2). Entre las unidades más antiguas abundan las andesitas basálticas (52-57% SiO2), en tanto en el edificio reciente, dominan las andesitas silíceas y las dacitas (SiO2 ≥56%), en una distribución aparentemente bimodal. Los productos de los conos periféricos Fui Sur y Ranquil, en tanto, son de

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un restringido rango de composiciones, entre andesitas y andesitas basálticas (54≤SiO2≤58). Las unidades Fui Alto y volcanes Chanchán, por su parte, están constituidas exclusivamente por basaltos de olivino con SiO2 <51,6%, altos contenidos de MgO (>5% y hasta 10,6%), Cr (hasta 530 ppm), y Ni (hasta 200 ppm), y concentraciones de elementos traza incompatibles (Ba, Nb, Th y La) de hasta 2 a 3 veces más elevados que en las unidades del CVMCH y los conos de Fui Sur. Además, los basaltos de Fui Alto y Chanchán tienen altas razones La/Yb (>9,5 versus ~5 para el resto del complejo, Figura 1). Mientras que las lavas del Mocho-Choshuenco exhiben valores prácticamente constantes de La/Yb (~5) y Nb/Zr (~0,03) y una amplia variación en SiO2, los basaltos de Fui Alto y Chanchán presentan una gran variación de estas razones (La/Yb 6 a 15; Nb/Zr 0,035 a 0,07), y no se conocen magmas evolucionados a partir de ellos.

Figura 1. Razones de La/Yb en función del contenido de SiO2. Al igual que los basaltos “enriquecidos” asociados a centros volcánicos menores en otros puntos de la ZVS, la signatura química de los basaltos de Alto Fui y Chanchán son el resultado de procesos ocurridos en la fuente misma de los magmas, a profundidades de entre 100 y 50 km, con mecanismos de generación asociados a fuentes y/o procesos distintos, y conductos de ascenso separados a los magmas “normales” del CVMCH. Esto último es

consistente con la ausencia de miembros híbridos entre los basaltos enriquecidos y magmas evolucionados “normales”. Si la variación observada corresponde a diferencias en grados de fusión de una fuente común, entonces las lavas de Fui Alto se habrían generado mediante grados de fusión menores que los de Chanchán, y ambos menores que los del Mocho-Choshuenco. Referencias Cecioni, A.; Pineda, V.; Esparza, A.; Pérez, S., 2003. Estudios

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Tabla 1. Dataciones radiométricas 14C (AMS) conos de escoria sector Neltume (Gardeweg, 2010). Nº Muestra

Coordenadas UTM 1

Localidad Descripción Material analizado

Edad (años AP2)

ESTE NORTE Edad Error

Nel-40.1 249301 5582179 Ladera norte Cerro Pudú

Restos de materia orgánica entre escoria rojiza base Cono Pudú y nivel de caída escoriáceo

Madera carbonizada

1720 40

Nel-22.1 251805 5583429 Ladera W Fui Alto

Fragmento de carbón de secuencia piroclástica que engrana con niveles de escoria gruesa.

Tronco carbonizado

1890 40

Nel-27 254084 5579809 Ribera SW Lago Pirihueico

Matriz de sedimento con materia orgánica sobre granito y bajo escoria negra y amarilla

Sedimentos orgánicos

7930 40

1 Coordenadas UTM referidas a datum WGS 84, Huso 19 S. 2 AP: Las edades obtenidas mediante el método 14C se informan en "años de radiocarbono antes del presente", considerando el año 1950 DC como "presente", de acuerdo a una convención internacional. Los resultados no están calibrados a años calendario.

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Evolución del sistema Volcánico Toconce (Región de Antofagasta, Chile) mediante interpretación fotogeológica, petrográfica y geoquímica Cristopher López* 1, Felipe Aguilera 1, Benigno Godoy 2, Gerhard Wörner 3 y Shoji Kojima 4

1 Departamento de Geología, Universidad de Atacama, Chile 2 Doctorado en Ciencias mención Geología, Universidad Católica del Norte, Chile 3 Abteilung Geochemie, GZG, Universidad de Göttingen. Alemania 4 Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad Católica del Norte, Chile * E-mail: cristopher.lopez.88@gmail.com

Resumen. La evolución del volcán Toconce, localizado en la cadena volcánica San Pedro-Linzor (SPL) en los Andes Centrales, se divide en 3 etapas, todas de composición andesítica-dacítica. La fase inicial estuvo dominada por la emisión de flujos de lava que se depositaron sobre el basamento correspondiente a la Ignimbrita Toconce. La fase intermedia se caracteriza por la formación de flujos de lavas de gran potencia y diferenciada microscópicamente por la presencia de escasos cristales de cuarzo. La fase final corresponde a la construcción de la mayor parte del edifico volcánico, en la que también se encuentran depósitos de morrenas asociados a la última glaciación del Altiplano. Los datos geoquímicos indican un magma de origen subalcalino, de la serie calcoalcalina de alto K, típico de un margen continental activo, donde posiblemente existe un fuerte influencia de procesos de contaminación cortical y/o mezcla con magmas originados en la corteza continental. Palabras Claves: Volcán Toconce, Lavas dacíticas, Lavas andesíticas, calcoalcalino, alto K. 1 Introducción Los Andes Centrales corresponden a la zona volcánica distribuida entre los 14° y 27°S. El actual arco volcánico, de orientación principal N-S, ha estado activo desde el Oligoceno tardío (e.g. Wörner et al 2000). El volcanismo en esta zona se encuentra dominado por la emisión de flujos de lavas andesíticos a dacíticos, que constituyen los prominentes estratovolcanes, y de ignimbritas dacíticas a roilíticas sobre las cuales gran parte de estos volcanes se han construido (de Silva and Francis, 1991; Trumbull et al., 2006). Así, esta cadena magmática presenta decenas de volcanes, concentrándose gran parte de ellos en la Cordillera Occidental, la cual se localiza a ~120 km sobre el slab y a 300-350 km hacia el este de la fosa de subducción. De los volcanes localizados en este sector de los Andes Centrales, algunos de ellos se encuentran aún activos (e.g. San Pedro, Lascar), y sólo algunos han sido estudiados en detalle (e.g Parinacota, Ollagüe, Lascar) (e.g. Clavero et al., 2004; Vezolli et al., 2008; Gardeweg et al., 1998). El volcán Toconce (22º11’17’’S, 68º04’43’’W) presenta una altura de 5335 m s.n.m., y se localiza en la parte media

de la cadena volcánica San Pedro-Linzor (SPL), la cual se encuentra distribuida en orientación NW-SE, de manera transversal al arco volcánico principal de los Andes Centrales. El objetivo principal de este trabajo es determinar de forma preliminar los estados evolutivos de construcción de este sistema volcánico, mediante la interpretación de fotografías aéreas, descripción macro y microscópica de rocas y caracterización geoquímica de las mismas. 2 Área de estudio La cadena volcánica SPL tiene una longitud de ~65 km (Fig. 1) y se encuentra orientada en dirección NW-SE, siendo paralela a los lineamientos de Lipez-Coranzuli-Pastos Grandes, Calama-Olacapato-El Toro y transversal a la cadena principal de orientación N-S (Fig. 1). Esta cadena incluye el complejo volcánico San Pedro-San Pablo y los volcanes Paniri, Cerro del León, Toconce y Linzor, encontrándose en ella además el cono de escoria La Poruña y los domos Chao y Chillahuita (Fig. 1). Considerando las relaciones estratigráficas con las ignimbritas distribuidas en el área de estudio (Salisbury et al., 2011), dataciones radiométricas (Lahsen, 1982; Seelenfreund et al., 2009), y la morfología de los edificios volcánicos, una edad Plesitoceno Superior – Holoceno ha sido asignada a la cadena SPL (Ramirez y Huete, 1980; Marinovic y Lahsen, 1984). El basamento corresponde a la Ignimbrita Toconce (Guest, 1969), el cual pertenece a la Formación Toconce, la cual se dispone concordantemente sobre la Ignimbrita Sifón, en el sector de Caspana, y entre los ríos Toconce y Salado. Presenta una potencia máxima de 150 m en el curso medio y superior del río Toconce. 2 Evolución Volcánica y Petrografía 2.1 Etapa 1

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Corresponde a la unidad inferior y se distribuye en el sector NE del área de estudio, sobre el basamento ignimbrítico. Está constituida por flujos de lavas de composición andesítica. En términos generales, las lavas están constituidas por plagioclasa (35-38% vol.), clinopiroxeno (3% vol.), ortopiroxeno (2% vol.), biotita (1-2% vol.), vidrio (50-54% vol.) y minerales opacos (3-4% vol.). Los cristales de plagioclasa aparece en su mayoría como fenocristales de hasta 2 mm de diámetro y solo un 10% como microlitos, mientras que los piroxenos se presentan abundantemente como microlitos y fenocristales, estos últimos de hasta de 2 mm de diámetro. La matriz está constituida predominantemente por vidrio. Las principales texturas presentes son pórfidica, glomeroporfídica, traquítica, vesicular y esferulítica (producto de la desvitrificación del vídrio de la matriz). La principal alteración corresponde a la argílica y sericítica de las plagioclasas. 2.2 Etapa 2 Corresponde a un evento intermedio de voluminosos flujos de lavas andesíticas que afloran en los flancos NNE y SSE. La mineralogía de estas unidades corresponde a plagioclasa (44-59% vol.), ortopiroxeno y clinopiroxeno (5-8% vol.), cuarzo (3-4% vol.), biotita (3-15% vol.), vidrio (25-30% vol.) y minerales opacos (4-5% vol.). El cuarzo y las biotitas aparecen como fenocristales. El tamaño de los cristales de plagioclasa varía desde microlitos de 0.02 mm hasta fenocristales de 7 mm, mientras que los ortopiroxenos y clinopiroxenos aparecen como microfenocristales de 0.06 mm, y principalmente fenocristales de hasta 2 mm. La matriz está constituida por microlitos de plagioclasa y principalmente vidrio. Estas rocas presentan texturas pórfidica, glomeroporfídica, traquítica, poiquilítica (cadaristales de ortopiroxeno en oikocristales de plagioclasa), vesicular, amígdaloidal (cuarzo secundario como relleno), zonación de plagioclasas, texturas de corrosión en biotitas y texturas de desvitrificación (axiolítica). La única alteración observada corresponde a la oxidación de los ortopiroxenos y clinopiroxenos. 2.3 Etapa 3 Etapa final que incluye la última emisión de flujos de lava, la cual corresponde a la principal etapa de construcción del edificio volcánico. Los flujos de lava están representados mayoritariamente por andesitas. Una marcada erosión glaciar se observa tanto en el cráter principal como en sus flancos SE y NE, la que se caracteriza por la presencia de extensivos depósitos de morrenas, todos localizados sobre los 4.300 m s.n.m. Estas corresponden a morrenas laterales, terminales y sedimentos periglaciales. Los depósitos morrénicos estarían asociados a la última glaciación del Altiplano, ocurrida entre ∼15.000 y ∼11.000 AP (Ammann et al., 2001). Los flujos de lava están

constituidos mineralógicamente por plagioclasa (30-57% vol.), clinopiroxeno (2-15% vol.), ortopiroxeno (4-8% vol.), vidrio (25-60% vol.) y minerales opacos (2-8%). Los cristales de plagioclasas se encuentran como fenocristales de hasta 1.5 mm de diámetro y solo entre 2-20% como microlitos, mientras que los clinopiroxenos aparecen como microlitos de 0.2 mm y fenocristales de hasta 0.4 mm de diámetro. La matriz está formada por vidrio y en menor proporción plagioclasas. Estas rocas presentan texturas pórfidica, glomeroporfídica, traquítica, coronítica, zonación en las plagioclasas y textura amigdaloidal (rellenos de cuarzo). Las principales alteraciones corresponden a argilización y sericitización de las plagioclasas y oxidación de los piroxenos. 3 Geoquímica Los resultados geoquímicos indican que las rocas provienen de un magma de tipo subalcalino, con un rango de Na2O + K2O que fluctúan entre 5 y 8%, mientras que las concentraciones de SiO2 se encuentran entre el 57 y 68%, correspondiente a andesitas y dacitas (Fig. 2). De acuerdo al diagrama de clasificación AFM (Fig. 3), las rocas pertenecen a la serie calcoalcalina, y que según la concentración de K2O, estos pueden ser clasificados como de Alto K. De acuerdo a la relación del SiO2 con los distintos óxidos mayores, tanto el Al2O3, CaO, FeO, Fe2O3 y MgO muestran comportamientos compatibles, en una correlación negativa con respecto al sílice. En el caso del Na2O, esta muestra una fuerte dispersión, con una leve tendencia al aumento con respecto al incremento de SiO2. Sólo el caso del K2O presenta un comportamiento de tipo incompatible. El análisis geoquímico de rocas del volcán Toconce refleja el carácter típico de magmas provenientes de un margen continental activo, caracterizado por una signatura de tipo calcoalcalina de alto K, esto último probablemente relacionado a un alto nivel de contaminación cortical y/o mezcla con magmas originados en la corteza continental, lo que traería como consecuencia un aumento en los contenidos de K. 4 Agradecimientos Este trabajo está financiado por los proyectos DGIP-UCN Nº 10301265 y CONICYT Nº 24100002. B.G. es financiado por la beca de doctorado CONICYT y BecasChile-DAAD. Agradecemos al Sr. Jesús López (UDA) por la confección de los cortes transparentes. Los análisis químicos fueron realizados en la Universidad de Göttingen, Alemania. 5 Referencias Ammann, C., Jenny, B., Kammer, K., and Messerli, B.: Late

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Quaternary Glacier response to humidity changes in the arid Andes of Chile (18–295 S), Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 172: 313–326

Clavero, J.; Sparks, Sarks, S.: Planco, E.: Pringle, M. 2004. Evolution

of Parinacota volcano, Cantral Andes, Northern Chile. Revista Geológica de Chile, Vol. 31: 317-347

de Silva, S. L., Francis, P.W. 1991. Volcanoes of the Central Andes.

Springer-Verlag, Berlin. 218 pp. Gardeweg M C, Sparks R S J, Matthews S J, 1998. Evolution of

Lascar volcano, northern Chile. Journal of Geolical Society of London, 155: 89-104

Guest, J. E. 1969. Upper Tertiary ignimbrites in the Andean

Cordillera of part of the Antofagasta province, northern Chile. Geol Geological Society American Bulletin, Vol. 80: 337-362

Lahsen, A. 1982. Upper Cenozoic volcanism and tectonism in the

Andes of northern Chile. Earth-Science Reviews, vol. 18: 285-302

Marinovic, N., Lahsen, A. 1984. Carta geológica de Chile, Hoja

Calama, Escala 1:250.000. Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta nº 58, Santiago, Chile.

Ramírez, C., Huete, C. 1981. Carta geológica de Chile, Hoja Ollagüe.

Escala 1:250.000. Instituto de Investigaciones Geológicas, Carta nº 40, Santiago, Chile.

Salisbury, M.J., Jicha, B.R., de Silva, S.L., Singer, B.S., Jiméez,

N.C., Ort, M.H. 2011. 40Ar/39Ar chronostratigraphy of Altiplano-Puna volcanic complex ignimbrites reveals the development of a major magmatic province. Geological Society American Bulletin, vol. 123:821-840

Seelenfreund, A., Fonseca, E., Llona, F., Lera, L., Sinclaire, C., Rees,

C. 2009. Geochemical analysis of vitreous rocks exploited during the Formative period in the Atacama region, northern Chile. Archaeometry, vol. 51: 1-25

Trumbull, R., Riller, U., Oncken, O., Scheuber, E., Munier, K., &

Hongn, F. 2006. The Time-Space Distribution of Cenozoic Volcanism in the South-Central Andes: a New Data Compilation and Some Tectonic Implications In Oncken, O., Chong, G., Franz, G., Giese, P., Götze, H.-J., Ramos, V.A., Strecker, M.R., and Wigger, P. (Eds). The Andes Active Subduction Orogeny. Frontiers in Earth Sciences, vol. 1. Springer, Heidelberg, Berlin, Germany. p. 29-43

Vezzoli, L., Tibaldi, A., Renzulli, A., Menna, M., Flude, S. 2008.

Faulting-assisted lateral collapses and influence on shallow magma feeding sustem at Ollagüe volcano (Central Volcanic Zone, Chile-Bolivia Andes). Journal of Volcanology and Geothermal Research, Vol. 171: 137-159

Wörner, G., Hammerschmidt, K., Henjes-Kunst, F., Lezaun, J., Wilke,

H. 2000. Geochronology (40Ar/39Ar, K-Ar and He-exposure ages) of Cenozoic magmatic rocks from northern Chile (18-22ºS): Implications for magmatism and tectonic evolution of the Central Andes. Revista Geológica de Chile, Vol. 27: 205-240

Wörner, G., Harmon, R.S., Davidson, J., Moorbath, S., Turner, D.L.,

McMillan, N., Nye, C., Lopez-Escobar, L., Moreno, H. 1988. The Nevados de Payachata volcanic region (18°S/69°W, N Chile). Bulletin of Volcanology, vol 50: 287-303

Figura 2. Diagrama TAS para rocas del volcán Toconce.

Figura 3. Diagrama AFM para rocas del volcán Toconce.

Figura 1. Mapa de ubicación y distribución de la cadena volcánica SPL. IRR: Irruputuncu; OLC: Olca; AUC: Aucanquilcha; CAR: Carcote; OLL: Ollagüe; SPE: San Pedro; SPA: San Pablo; LIN: Linzor; SAI: Sairecabur; LIC: Licancabur; LAS: Lascar; PAL: Palpana; AZU: Azufre; AAVC: Aguilucho-Apacheta; INA: Inacaliri; POR: La Poruña; ELR: El Rojo III; PANI: Paniri; Chao: Dacita Chao; LEO: Cerro del León; CHI: Domo Chillahuita; TOC: Toconce; LIN: Linzor.

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Evolución del sistema Volcánico Cerro el León (Regi ón de Antofagasta, Chile), mediante interpretación fotogeológica, petrográfica y geoquímica Francisco Silva 1, Felipe Aguilera 1, Benigno Godoy 2, Gerhard Wörner 3 y Shoji Kojima 4

1 Departamento de Geología, Universidad de Atacama, Chile 2 Doctorado en Ciencias mención Geología, Universidad Católica del Norte, Chile 3 Abteilung Geochemie, GZG, Universidad de Göttingen. Alemania 4 Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad Católica del Norte, Chile * E-mail: fcosilvapedemonte@gmail.com

Resumen. La evolución del volcán Cerro El León, localizado en la cadena volcánica San Pedro-Linzor en los Andes Centrales, se divide en 3 etapas, todas de composición andesítica-dacítica. La fase inicial estuvo dominada por la emisión de flujos de lava que se depositaron sobre el basamento correspondiente a la Ignimbrita Toconce. La Sección Media corresponde a un evento intermedio que aflora en los flancos SE-NW del volcán. La Sección Superior corresponde a la construcción de la mayor parte del edifico volcánico, en la que también se encuentran depósitos de morrenas asociados a la última glaciación del Altiplano. Los datos geoquímicos indican un magma de origen subalcalino, de la serie calcoalcalina de alto K, típico de un margen continental activo, donde posiblemente existe un fuerte influencia de procesos de contaminación cortical y/o mezcla con magmas originados en la corteza continental. Palabras Claves: Cerro El León, Lavas dacíticas, Lavas andesíticas, calcoalcalino, alto K. 1 Introducción Los Andes Centrales corresponden a la zona volcánica distribuida entre los 14° y 27°S. El actual arco volcánico, de orientación principal N-S, ha estado activo desde el Oligoceno tardío (e.g. Wörner et al., 2000). El volcanismo en esta zona se encuentra dominado por la emisión de flujos de lavas andesíticos a dacíticos, que constituyen los prominentes estratovolcanes, y de ignimbritas dacíticas a roilíticas sobre las cuales gran parte de estos volcanes se han construido (de Silva and Francis, 1991; Trumbull et al., 2006). Así, esta cadena magmática presenta decenas de volcanes, concentrándose gran parte de ellos en la Cordillera Occidental, la cual se localiza a ~120 km sobre el slab y a 300-350 km hacia el este de la fosa de subducción. De los volcanes localizados en este sector de los Andes Centrales, algunos de ellos se encuentran aún activos (e.g. San Pedro, Lascar), y sólo algunos han sido estudiados en detalle (e.g Parinacota, Ollagüe, Lascar) (e.g. Clavero et al., 2004; Vezolli et al., 2008; Gardeweg et al., 1998). El volcán Cerro El León (22°8'21"S 68°6'39"W) presenta una altura de 5760 m s.n.m., y se localiza en la parte media de la cadena volcánica San Pedro-Linzor (SPL), la cual se

encuentra distribuida en orientación NW-SE, de manera transversal al arco volcánico principal de los Andes Centrales. El objetivo principal de este trabajo es determinar de forma preliminar los estados evolutivos de construcción de este sistema volcánico, mediante la interpretación de fotografías aéreas, descripción macro y microscópica de rocas y caracterización geoquímica de las mismas. 2 Área de estudio La cadena volcánica SPL tiene una longitud de ~65 km (Fig. 1) y se encuentra orientada en dirección NW-SE, siendo paralela a los lineamientos de Lipez-Coranzuli-Pastos Grandes, Calama-Olacapato-El Toro y transversal a la cadena principal de orientación N-S (Fig. 1). Esta cadena incluye el complejo volcánico San Pedro-San Pablo y los volcanes Paniri, Cerro del León, Toconce y Linzor, encontrándose en ella además el cono de escoria La Poruña y los domos Chao y Chillahuita (Fig. 1). Considerando las relaciones estratigráficas con las ignimbritas distribuidas en el área de estudio (Salisbury et al., 2011), dataciones radiométricas (Lahsen, 1982; Seelenfreund et al., 2009), y la morfología de los edificios volcánicos, una edad Plesitoceno Superior – Holoceno ha sido asignada a la cadena SPL (Ramirez y Huete, 1980; Marinovic y Lahsen, 1984). El basamento corresponde a la Ignimbrita Toconce (Guest, 1969), el cual pertenece a la Formación Toconce, la cual se dispone concordantemente sobre la Ignimbrita Sifón, en el sector de Caspana, y entre los ríos Toconce y Salado. Presenta una potencia máxima de 150 m en el curso medio y superior del río Toconce. 3 Evolución volcánica 3.1) Sección inferior: Se encuentra ubicada en la base del volcán. Ésta corresponde a flujos de lavas andesíticas que se distribuyen al E y W del área de estudio, sobre el basamento ignimbrítico. Estas lavas presentan una

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mineralogía compuesta por fenocristales de plagioclasa (20-30% Vol.), ortopiroxeno (10% Vol.), clinopiroxeno (15% Vol.), biotita (1-2% Vol.), y minerales opacos (3-5% Vol.), La masa fundamental está constituida de microlitos de plagioclasa (19-22% Vol.), hornblenda (7% Vol.) y vidrio (30-50% Vol.). Los diámetros promedios de plagioclasas son 0,658 mm, ortopiroxeno 0,25 mm y clinopiroxeno 0,375 mm. Las principales texturas son porfídica, vesicular, vitrofidica. 3.2) Sección Media: Corresponde a un evento intermedio de flujos de lavas andesíticas que afloran en los flancos SE y NW del volcán. La mineralogía de esta secuencia se caracteriza por la presencia de fenocristales de plagioclasa (33% Vol.), clinopiroxeno (10% Vol.), minerales opacos (4% Vol.), presentando como masa fundamental vidrio y microlitos de plagioclasa, los rangos de tamaño de los fenocristales de plagioclasa varían de 0,0125 a 2,5 mm, con un promedio de 0,5 mm y los de clinopiroxeno 0,025 a 1,375 mm, con una media de 0,3 mm. Los clinopiroxenos son generalmente subhedrales, maclados y glomeroporfídicos. Las plagioclasas se encuentran zonadas. Otras texturas identificadas son la vesicular y fenocristales de plagioclasa esqueletizados. 3.3) Sección Superior: Corresponde a la última emisión de flujos lávicos que fueron los principales causantes de la construcción del edificio volcánico. Los flujos de lavas corresponden a andesitas y dacitas. La mineralogía esta compuesta principalmente por fenocristales de plagioclasa (15-25% Vol.), ortopiroxeno (7-12% Vol.), clinopiroxeno (10-15% Vol.), biotita (1-2% Vol.) y minerales opacos (3-5% Vol.). La masa fundamental la constituyen microlitos de plagioclasa (16-20% Vol.), hornblenda (3-8% Vol.), cuarzo (10-15% Vol.) y vidrio (30-50% Vol.). Las principales texturas son porfídica, vesicular, traquítica, vitrofídica, poiquilítica y amigdaloidal, con cuarzo como mineral de relleno. Las plagioclasas presentan un rango de tamaño de 0,025-2,75 mm, ortopiroxeno 0,0125-0,6 mm y clinopiroxeno 0,025-0,8 mm. Una marcada erosión glaciar se observa en el flanco NNW del volcán, la que se caracteriza por la presencia de depósitos de morrenas, los que se encuentran hasta los 5.200 m s.n.m. Estos depósitos morrénicos estarían asociados a la última glaciación del Altiplano, ocurrida entre ~15.000 y ~11.000 AP (Ammann et al., 2001). 4 Geoquímica Los datos geoquímicos indican que las rocas pertenecen a la serie calcoalcalina (Fig 2), correspondientes a la serie de alto K, y reflejan el alto grado de contaminación cortical que existe en los márgenes continentales activos. El contenido de SiO2 varia entre 57,6% a un 64,42%, correspondiente a andesitas y dacitas (Fig. 3). De acuerdo a los diagramas Harker de óxidos mayores vs.

SiO2, se distingue que TiO2, Al2O3, Fe2O3, MnO, MgO, CaO y P2O5, disminuyen progresivamente a medida que aumenta el SiO2, mostrando un comportamiento compatible. En el caso del Na2O, esta muestra una fuerte dispersión, con una leve tendencia al aumento con respecto al incremento del SiO2. El K2O se comporta de manera incompatible con valores que oscilan entre un 2,51% a un 3,3%.

Fig. 2 . Diagrama AFM para muestras del volcán Cerro El León.

Fig. 3 . Diagrama TAS para muestras del volcán Cerro El León. 5 Agradecimientos Este trabajo está financiado por los proyectos DGIP-UCN Nº 10301265 y CONICYT Nº 24100002. B.G. es financiado por la beca de doctorado CONICYT y BecasChile-DAAD. Agradecemos al Sr. Jesús López (UDA) por la confección de los cortes transparentes. Los análisis químicos fueron realizados en la Universidad de Göttingen, Alemania.

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6 Referencias Ammann, C., Jenny, B., Kammer, K., and Messerli, B.: Late

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of Parinacota volcano, Cantral Andes, Northern Chile. Revista Geológica de Chile, Vol. 31: 317-347

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Springer-Verlag, Berlin. 218 pp. Gardeweg M C, Sparks R S J, Matthews S J, 1998. Evolution of

Lascar volcano, northern Chile. Journal of Geolical Society of London, 155: 89-104

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Cordillera of part of the Antofagasta province, northern Chile. Geol Geological Society American Bulletin, Vol. 80: 337-362

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Escala 1:250.000. Instituto de Investigaciones Geológicas, Carta nº 40, Santiago, Chile.

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Faulting-assisted lateral collapses and influence on shallow magma feeding sustem at Ollagüe volcano (Central Volcanic Zone, Chile-Bolivia Andes). Journal of Volcanology and Geothermal Research, Vol. 171: 137-159

Wörner, G., Hammerschmidt, K., Henjes-Kunst, F., Lezaun, J., Wilke,

H. 2000. Geochronology (40Ar/39Ar, K-Ar and He-exposure ages) of Cenozoic magmatic rocks from northern Chile (18-22ºS): Implications for magmatism and tectonic evolution of the Central Andes. Revista Geológica de Chile, Vol. 27: 205-240

Wörner, G., Harmon, R.S., Davidson, J., Moorbath, S., Turner, D.L.,

McMillan, N., Nye, C., Lopez-Escobar, L., Moreno, H. 1988. The Nevados de Payachata volcanic region (18°S/69°W, N Chile). Bulletin of Volcanology, vol 50: 287-303

Fig. 1. Mapa de ubicación y distribución de la cadena volcánica San Pedro – Linzor. IRR: Irruputuncu; OLC: Olca; AUC: Aucanquilcha; CAR: Carcote; OLL: Ollagüe; SPE: San Pedro; SPA: San Pablo; LIN: Linzor; SAI: Sairecabur; LIC: Licancabur; LAS: Lascar; PAL: Palpana; AZU: Azufre; AAVC: Aguilucho-Apacheta; INA: Inacaliri; POR: La Poruña; ELR: El Rojo III; PANI: Paniri; Chao: Dacita Chao; LEO: Cerro del León; CHI: Domo Chillahuita; TOC: Toconce; LIN: Linzor

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Eruptive activity of Peteroa Volcano for period 2010-2011, Southern Volcanic Zone, Chile Felipe Aguilera*1, Jorge Romero1,2, Francisco Gutierrez3, Mariano Agusto4, Ornella Saltori1, Oscar Benavente3, Alberto Caselli4, Marcela Pizarro1 1 Departamento de Geología, Universidad de Atacama, Chile 2 Geohiggins, Museo Regional de Rancagua, Chile 3 Departamento de Geología, Universidad de Chile, Chile 4 Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad de Buenos Aires, Argentina *E-mail: felipe.aguilera@uda.cl Abstract. Peteroa corresponds to a composite stratovolcano located in the border between Chile and Argentina (35º31'W-70°14'S-4,107 m a.s.l.) and belongs to the Planchon-Peteroa-Azufre Volcanic Complex. Peteroa started a new eruptive period (VEI 1-2) during 4 January 2010, when phreatics explosions generated white coloured column of 500 m altitude above crater. Four eruptive stages have been recognized, being the second and fourth the most intense. The main activity, occurred in its westernmost crater, is characterized by phreatic eruptions, which generated columns that reached up 1.5 km above the crater and plumes that extended by 170 km. Main plumes directions were ESE and NNW. Ash fall deposits were identified in the SE flank of the volcano, covering an area of ∼200 km2, with thickness that varied from 4 m to 1 mm. Fall deposit corresponds to dark grey tephra, with grain-size varying from coarse to fine ash and constituted totally by lithics fragments. No juvenile fragments are present. Statistical analysis shows a multi modal deposit, with high contents of fine ash. Key Words: Phreatic explosions, ash fall deposit, Peteroa volcano 1 Introduction Planchon-Peteroa-Azufre Volcanic Complex (PPAVC) is a NE-SW volcanic chain located in the border between Chile and Argentina (35º31'W-70°14'S – 4,107 m s.n.m.) and is part of the Southern Andean Volcanic Zone (SAVZ) (Fig. 1). The actual active volcano corresponds to Peteroa, which is distinguished by its 4 km caldera-type crater that hosts 4 craters (150-500 m diameter) and a scoria cone (150 m diameter, 60 m height) (Naranjo et al., 1999). Acid lakes are hosted in 4 craters, while permanent fumarolic activity is present in 3 of them. In the areas that surround the volcano may notice an intense thermal activity with the presence of thermal springs, which often have an intense bubbling gas. This work describes the characteristics of recent eruptive activity of Peteroa volcano (2010-2011) based on local witnesses information, visual observation of the authors, Southern Andes Volcanic Observatory (OVDAS) internal reports and webcam data, satellite and fall deposit analysis.

2 Geological and volcanological setting Peteroa volcano is the youngest and smallest (<1 km3) volcano of the complex, and is formed by calc-alkaline lavas and pyroclastic units, corresponding mainly to andesites and Holocene rhyodacitic tuffs. Differently, Azufre and Planchon volcanoes are composed by basaltic to dacitic lava and pyroclastic flows (Tormey et al., 1995). PPAVC is built above an underlying basement consisting in Cretaceous marine and evaporitic sediments, formed mostly of limestone, conglomerates and sandstones, basaltic to rhyolitic lava flows and pyroclastic rocks (Tertiary) and Middle Tertiary granodiorite plutons (e.g. Haller et al., 1985; Naranjo et al., 1999). PPAVC is related genetically to strike-slip faults W–NW trend, where volcanoes are aligned (Tormey et al., 1995).

Fig 1. Location map of the study area. 3 Historic eruptive chronology The historical activity is characterized by the permanent emission of gas from different fumarolic fields. However, sporadic gas column is emitted (~200 m above crater), normally during the summer, probably associated to ice melting. At least 13 historical eruptions have been observed since 1660, corresponding mainly phreatic and

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phreatomagmatic, and being frequently associated to those eruptions the generation of lahars (GonzalezThe last eruption occurred during February 1991, when a phreatomagmatic explosion generated eruptive columns between 1.000 and 2.000 m above the crater, which wedispersed to E-NE by 80 km approximately, while lahars were generated in the W side of volcano (BGVN 1991; Gonzalez-Ferran 1995; Naranjo et al 1999). 4. Eruptive chronology 4.1 Stage 1 First report of activity (SERNAGEOMINPeteroa volcano indicates that a white plume above the crater started at 4 January 2010. Phreatic explosions in the acid crater lake of the westernmost crater, that produced a ∼500 m of altitude white was observed from the authors between 23 and 26February 2010. 4.2 Stage 2 During 4 September 2010, a 1.2 km of altitude above the crater dark-grey eruptive column was emitted westernmost crater (SERNAGEOMIN-OVDASThe plume was dispersed to N by 30 km and ash fall was reported in the NW and NE flanks. Between 6 September and 10 November 2010 diverse explosions produced light to dark-grey eruptive columns, which altitude that varied from 200 to 1,500 m above the crater (Fig. 2)were dispersed mainly to ESE and NNW, reachkm of distance (Fig. 3). 4.3 Stage 3 Between 11 November 2010 and first week of February 2011 were emitted steam columns with altitudes ranging 200-300 m above crater (SERNAGEOMIN2010b, c and 2011a). Visual observations at the eruptive crater during November 2010 evidenced the absence of acid crater lake. 4.3 Stage 4 The period between second week of February and 2011, a permanent steam column was emitted, with altitude between 200 and 650 m above the crater.observations during March 2011 indicate that a new acid crater lake appeared in the active crater, although littler than February 2010 lake. Explosions were observed the second week of February, 18 March, 16, 17, 18, 19, 21, 25, 26, 27, 28 and 29 April, and 5 May 2011(SERNAGEOMIN-OVDAS, 2011b, c, d and ecolumns reached up 1.2 km above the crater, while plumes were dispersed to mainly to SE, reaching up 22 km of distance.

eing frequently associated to those eruptions the generation of lahars (Gonzalez-Ferran 1995). The last eruption occurred during February 1991, when a

generated eruptive columns between 1.000 and 2.000 m above the crater, which were

NE by 80 km approximately, while lahars were generated in the W side of volcano (BGVN 1991;

Ferran 1995; Naranjo et al 1999).

First report of activity (SERNAGEOMIN, 2010) from that a white plume ∼250 m

started at 4 January 2010. Phreatic explosions in the acid crater lake of the westernmost

500 m of altitude white column, was observed from the authors between 23 and 26

, a 1.2 km of altitude above the grey eruptive column was emitted from the

OVDAS, 2010a). The plume was dispersed to N by 30 km and ash fall was

the NW and NE flanks. Between 6 September diverse explosions produced light

grey eruptive columns, which altitude that varied (Fig. 2). The plumes

were dispersed mainly to ESE and NNW, reaching up 170

Between 11 November 2010 and first week of February were emitted steam columns with altitudes ranging

crater (SERNAGEOMIN-OVDAS Visual observations at the eruptive

crater during November 2010 evidenced the absence of

week of February and 5 May , a permanent steam column was emitted, with

bove the crater. Visual observations during March 2011 indicate that a new acid

in the active crater, although littler xplosions were observed the

second week of February, 18 March, 16, 17, 18, 19, 21, April, and 5 May 2011

OVDAS, 2011b, c, d and e). Eruptive columns reached up 1.2 km above the crater, while plumes were dispersed to mainly to SE, reaching up 22

Figure 2. Peteroa volcano during pre eruptiveand post eruptive (C) stages. View from the West. Photos by Victor Marfull and Hector Moyano.

Figure 3. Main directions and maximum dispersion of the eruptive plumes generated during 2010 4. Fall deposit analysis A total area of ∼200 km2 was covered by ash fall, beingdeposited mainly in the SE flank of volcano, whereof ash was deposited during the second stage.ash deposit varies from 4 m on the SE border of active crater to 1 mm, 80 km SE from Peteroa crater.

Peteroa volcano during pre eruptive (A), eruptive (B)

and post eruptive (C) stages. View from the West. Photos by

Main directions and maximum dispersion of the

eruptive plumes generated during 2010-2011 period

was covered by ash fall, being in the SE flank of volcano, where ∼90%

of ash was deposited during the second stage. Thickness of 4 m on the SE border of active

Peteroa crater.

601

During March 2011, fall deposit was sampled on the SE border of active crater. Fall deposit corresponds to dark grey tephra, with grain-size varying from coarse to fine ash (2 to <0.075 mm) and constituted totally by lithics fragments. Lithics correspond to poorly vesicular andesitic lava (40-20% vol.), glassy lava fragments (35-10% vol.), and quartz (35-15% vol.), plagioclase (15-8% vol.) and pyroxene (2% vol.) crystals. No juvenile fragments are present in the ash fall deposit. Statistical analysis shows a multi modal deposit, with high contents of fine ash. Ash fall deposit characteristics suggest a typical phreatic eruption. 5. Conclusions The new eruptive period of Peteroa volcano (January 2010-May 2011) is characterized by four stages, being the second and fourth the most intense. The activity have been characterized by occurrence of phreatic eruptions, which generated columns that reached up 1.5 km above the crater and plumes dispersed to ESE and NNW reaching up 170 km of distance over Argentina. Ash fall deposit, constituted exclusively by lithics fragments and grain-size distribution trending to fine ash is compatible with typical phreatics eruptions. Consequently, have been estimated that 2010-2011 eruptive period correspond to low magnitude event, with a VEI 1-2. Acknowledgments This work has been funded by FONDECYT Nº 11100372 (FA) and PBCT-PDA07 (FG) projects. The group is warmly grateful of Constanza Nicolau by her help in the ash analysis, Victor Marfull (POVI) for aerial photographs, Cristobal Bayer, Juan José Oliva, local horse riders Don Aburto and Miguel for their help during the field trip, and Gendarmería Argentina (Paso Vergara) for February 2011 eruption data. References Bulletin of Global Volcanism Program. 1991. Peteroa. Volcanic

Activity Reports. BGVN 16:01. http://www.volcano.si.edu González-Ferrán, O. 1995. Volcanes de Chile. Instituto Geográfico

Militar, 639 p. Santiago Haller, M., Nullo, F., Proserpio, C., Parica, P., Cagoni, M., Walker, J.

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Naranjo J., Haller M., Ostera H., Pesce A., Sruoga P. 1999. Geología

y Peligros del Complejo Volcánico Planchon-Peteroa, Andes del Sur (35º15 S), Región del Maule, Chile- Provincia de Mendoza, Argentina. Servicio Nacional de Geología y Minería, Boletín No 52.

SERNAGEOMIN. 2010. Actividad fumarólica en volcán Planchón. SERNAGEOMIN reporte interno

SERNAGEOMIN-OVDAS. 2010a. Reporte Especial Nº 2, Actividad

volcánica Región del Maule, Grupo volcánico Planchón-Peteroa, 6 de Septiembre de 2010. Observatorio Volcánico de los Andes del Sur

SERNAGEOMIN-OVDAS, 2010b. Reporte Nº 11, Actividad

volcánica REGIÓN DEL MAULE, Noviembre de 2010. Observatorio volcanológico de los Andes del Sur

SERNAGEOMIN-OVDAS, 2010b. Reporte Nº 12, Actividad

volcánica REGIÓN DEL MAULE, Diciembre de 2010. Observatorio volcanológico de los Andes del Sur

SERNAGEOMIN-OVDAS, 2011a. Reporte Nº 13, Actividad

volcánica REGIÓN DEL MAULE, Enero de 2011. Observatorio volcanológico de los Andes del Sur

SERNAGEOMIN-OVDAS, 2011b. Reporte Nº 14, Actividad

volcánica REGIÓN DEL MAULE, Febrero de 2011. Observatorio volcanológico de los Andes del Sur

SERNAGEOMIN-OVDAS, 2011c. Reporte Nº 15, Actividad

volcánica REGIÓN DEL MAULE, Marzo de 2011. Observatorio volcanológico de los Andes del Sur

SERNAGEOMIN-OVDAS, 2011d. Reporte Nº 16, Actividad

volcánica REGIÓN DEL MAULE, Abril de 2011. Observatorio volcanológico de los Andes del Sur

SERNAGEOMIN-OVDAS, 2011e. Reporte Nº 17, Actividad

volcánica REGIÓN DEL MAULE, Abril de 2011. Observatorio volcanológico de los Andes del Sur

Tormey D., Frey F., López L. 1995. Geochemistry of the Active

Azufre-Planchón-Peteroa Volcanic Complex, Chile (35º15’S): Evidence for Multiple Sources and Processes in a Cordilleran Arc Magmatic System. Journal of Petrology, Vol. 36: 265-298

602

Erupción del Cordón Caulle 2011-2012: Análisis de dispersión bajo columna eruptiva débil Daniel Bertin*, Álvaro Amigo Programa de Riesgo Volcánico, RNVV, Servicio Nacional de Geología y Minería, Merced 22 of.701, Santiago, Chile Rodrigo Delgado Oficina de Modelamiento y Desarrollo, Dirección Meteorológica de Chile, Avda. Portales 3450, Santiago, Chile * E-mail: daniel.bertin@sernageomin.cl Resumen. El Complejo Volcánico Puyehue – Cordón Caulle comenzó un nuevo ciclo eruptivo el 4 de Junio de 2011, después de 51 años de reposo. A la fase pliniana inicial -de duración 27 horas- le siguió una etapa de columnas eruptivas débiles, prácticamente continuas por 8 meses, consistentes de gas y partículas finas. El transporte de este material ocasionó interrupciones parciales en la aeronavegación y caída de ceniza fina en localidades distantes a decenas de kilómetros del centro de emisión. Una secuencia de imágenes satelitales MODIS ha permitido obtener la altura de estas columnas basándose en la longitud de la sombra. De este modo la dispersión real fue comparada con simulaciones de dispersión atmosférica efectuadas mediante modelos de dispersión piroclástica que caracterizan la dinámica de columna débil. Los resultados muestran una buena relación entre observaciones y simulaciones, lo que sugiere que la metodología empleada responde satisfactoriamente ante el tipo de eventos descritos. Palabras Claves: Cordón Caulle, volcanismo, erupción, columna eruptiva, dispersión. 1 Introducción Conocer la dirección de dispersión de piroclastos desde una columna eruptiva tiene implicancias significativas desde el punto de vista del manejo de una crisis volcánica, debido a la posibilidad de predicción del transporte piroclástico en función de la altura de inyección atmosférica. Esta información es de utilidad para las autoridades responsables, de manera de generar y desarrollar anticipadamente estrategias orientadas a la mitigación y prevención de los peligros subsecuentes, sobre todo en el ámbito de la navegación aérea, con un marco de tiempo bien definido. El desarrollo cada vez mayor de herramientas enfocadas en la dispersión de ceniza fina en la atmósfera desde columnas eruptivas, debido a un mayor entendimiento acerca de la física de dichos procesos, además de una mejor confiabilidad en los pronósticos meteorológicos y saltos cualitativos del desarrollo computacional, ha permitido emplearlas en situaciones eruptivas reales. En este ámbito, la erupción del Cordón Caulle ofrece un excelente escenario para estudiar la confiabilidad de los modelos relacionados a la dispersión de ceniza desde columnas débiles, mediante la comparación de imágenes

satelitales donde resulta posible calcular la altura de la columna eruptiva mediante métodos geométricos relacionados a la longitud de la sombra en planta. 2 Metodología y resultados 2.1 Metodología La estimación de la altura de columna se realizó mediante relaciones que la ligan con la longitud de la sombra proyectada sobre la superficie terrestre, empleando para ello las fórmulas de declinación según Cooper (1969) y Spencer (1971), además de comparar dichos valores con los obtenidos a través del sitio web SunEarthTools. Los datos de entrada consisten en latitud y longitud del sector de interés, zona horaria y fecha y hora local de la imagen; con estos parámetros es posible calcular ángulo horario, declinación, ángulo cenital y azimut. Posteriormente sobre la imagen satelital se trazan líneas con el azimut calculado y se miden las distancias desde un punto arbitrario hacia la columna y hacia la sombra de ésta. Una simple relación trigonométrica permite calcular la altura de la columna por sobre el relieve, donde la altura topográfica es añadida al valor encontrado para obtener la altura de la columna en metros sobre el nivel medio del mar. Un modelo de dispersión piroclástica bajo columnas eruptivas débiles se hace necesario para efectuar la simulación de los penachos observados. En particular, un modelo simple de advección-difusión ya no representa satisfactoriamente los procesos involucrados en estos casos. En este ejercicio fue considerado el modelo lagrangiano de dispersión volcánica Puff (Searcy et al., 1998), el cual se caracteriza por emplear un sistema de coordenadas que se ajusta al movimiento atmosférico, por lo que la dinámica de las partículas se analiza para un volumen de aire que varía su posición conforme varía la velocidad y dirección del viento. La versión web de Puff entrega en línea simulaciones para un determinado número de horas, donde se debe ingresar información acerca del inicio de la erupción, las horas de simulación, la altura de la columna, el número de partículas, el modelo de vientos y forma de la pluma. En cuanto al modelo de vientos, estos se obtuvieron desde el modelo global GFS (Global Forecast System), desarrollado por el Servicio Atmosférico y Oceanográfico de los EE.UU. (NOAA).

603

2.2 Resultados Los resultados del modelo Puff se exhiben en un mapa donde cada una de las partículas posee un color característico en función de la altura en la cual se encuentra. Un ejemplo de producto generado para el manejo de la crisis se observa en la Fig. 1, durante un período de columna eruptiva débil.

Figura 1. Simulaciones de trayectorias de partículas asociadas a columnas bajas durante la crisis eruptiva del Cordón Caulle usando Puff.

3 Discusiones El día 20 de Junio se tuvo acceso a una imagen MODIS, cuya adquisición corresponde a las 18:50 hora UTC. Luego de realizar los cálculos para estimar la altura de las diferentes direcciones de dispersión, se comparó con los resultados del modelo Puff. En la Fig. 2 es posible observar una buena coincidencia en el eje de dispersión ubicado entre 5 y 8 km de altitud sobre el nivel medio del mar. La dispersión orientada hacia el este es igualmente visible aunque menos evidente, esto sugiere que el campo de vientos es mucho menos intenso en las altitudes 2.5 a 3.5 km respecto de alturas más elevadas. Por el contrario, la pluma dispersada hacia el noreste posee una altitud prácticamente equivalente a la del centro de emisión (ca. 1450 m s.n.m.), y por ende no entró dentro de los cálculos del programa ya que la altura mínima para las partículas liberadas corresponde a la altura de la cima del volcán Puyehue, la cual es superior por 800 metros a la del verdadero centro de emisión. No obstante, mediante la generación de campos de vientos de mayor resolución, por ejemplo a través del modelo WRF (Weather Research and Forecast), es posible observar que el vector de viento a 1440 m s.n.m., ubicado en el sector noreste del centro de emisión, apunta en idéntica dirección respecto de la orientación de dispersión de la columna eruptiva de 1490 metros de altura. Un objetivo mayor en esta etapa es acoplar los campos de viento WRF con un modelo tri-dimensional, capaz de caracterizar de forma satisfactoria columnas eruptivas menores, compuestas principalmente de material fino. De lo anterior se concluye que la modelación de escenarios de dispersión de penachos eruptivos asociados a columnas débiles es factible y puede ser empleada de manera exitosa, rápida y eficaz durante las crisis volcánicas prolongadas, sirviendo así de apoyo para la toma de decisiones concernientes especialmente en ámbitos de la aeronavegación. Agradecimientos El modelo Puff fue ejecutado en línea, a través del sitio web del Instituto Geofísico de la Universidad de Alaska, Fairbanks. Esta contribución es un aporte al Programa de Riesgo Volcánico y cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería. Referencias Cooper, P.I. 1969. The absorption of radiation in solar stills. Solar

Energy 12: 333-345.

Searcy, C.; Dean, K.; Stringer, W. 1998. PUFF: A high-resolution volcanic ash tracking model. Journal of Volcanology and Geothermal Research. 80: 1-16.

Spencer, J.W. 1971. Fourier series representation of the position of

the Sun. Search 2(5): 172.

604

Figura 2. Imagen MODIS-Terra del 20 de Junio a las 18:50 UTC (panel izquierdo) comparada con simulación mediante el programa Puff para las 19:00 UTC del mismo día (panel derecho). Se señala la simbología de colores correspondientes a alturas sobre el nivel del mar, así como la altura de cada una de las plumas calculadas por trigonometría. Triángulo rojo en panel derecho corresponde al vent.

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Geología, geoquímica y petrografía del Volcán Islug a (19°09’S), Altiplano de la I Región, Chile: resulta dos preliminares Monserrat Cascante 1*, Edmundo Polanco 2, Angelo Castruccio 1 y Jorge Clavero 2 1 Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla, Santiago. 2 Energía Andina S.A., Darío Urzúa 2165, Providencia, Santiago. * email: monse.mu@gmail.com Resumen. El Volcán Isluga (19º09’S, 68º50’W y 5.323 m s.n.m.) se localiza en el Altiplano Chileno, de la I Región, en este trabajo se pretende presentar los resultados preliminares de el levantamiento geológico, así como los análisis geoquímicos y petrográficos. Las Unidades Isluga 3, Isluga 2 e Isluga 1, son las unidades en las que nos enfocamos en este estudio, terminando con la Unidad post-avalancha a la que pertenecerían las lavas más jóvenes del mapa. Palabras Claves: Isluga, Altiplano, Volcan, Geología 1 Introducción El Volcán Isluga (19º09’S, 68º50’W y 5.323 m.s.n.m.) es un estratovolcán que se localiza en el Altiplano de la I Región de Chile, muy cercano al límite fronterizo con Bolivia. Este centro eruptivo está determinado por el marco geotectónico andino que corresponde a un margen continental activo de subducción donde la Placa de Nazca converge bajo la Placa Sudamericana (Stern, 2004; Stern et al., 2007). En particular, el Volcán Isluga pertenece al segmento volcánico conocido como Zona Volcánica Central de los Andes (ZVC: 16-28°S) donde el sello geoquímico es función de diversas fuentes: deshidratación y/o fusión de la litosfera oceánica subductada, erosión por subducción del margen continental y/o asimilación de material cortical en los magmas derivados del manto (Stern, 2004; Stern et al., 2007). Los escasos conocimientos que existen del Volcán Isluga, motivaron el inicio de estudios de detalle que comprenden el levantamiento geológico de este centro eruptivo, complementados por análisis petrográficos y geoquímicos de coladas de lava seleccionadas. Además de, la realización de dataciones radiométricas Ar/Ar de muestras de roca seleccionadas. En este contexto, el objetivo de este trabajo es presentar los resultados preliminares obtenidos hasta este momento, así como exponer algunas de las ideas que se pueden desprender de estos resultados. 2 Metodología La metodología empleada para el desarrollo de este estudio ha consistido hasta el momento en:

a) realizar un reconocimiento del volcán, b) elaborar un mapa geológico a partir de fotointerpretación de fotos aéreas Geotec a escala 1:50.000 del año 1997 del Servicio Aerofotométrico de la Fuerza Aérea de Chile, c) seleccionar y recolectar 16 muestras de rocas para análisis químico de roca total utilizando la técnica analítica de ICP-ES (Espectrometría de Emisión con fuente de Plasma Acoplado Inductivamente), ICP-MS (Espectrometría de Masas con fuente de Plasma Acoplado Inductivamente), LOI (o pérdida por calcinación) (elementos mayores, trazas y el contenido de volátiles, respectivamente), d) diagramar en distintos gráficos de clasificación de rocas volcánicas, de afinidad ígnea y ambiente tectónico y e) realizar un análisis de la petrografía de los cortes transparentes de las muestras de rocas seleccionadas. 3 Geología Las unidades volcanológicas definidas (Fig. 3) se describen estratigráficamente de la unidad más antigua a la más joven. Grupo Colchane se define por ser un grupo que no pertenece al Isluga, son unidades lávicas, pertenecientes al Volcan Cabay (Unidad Cabay), un antiguo cono al NE del Isluga (Unidad Carcanchuni), así con la Unidad Cerro Blanco que se encuentra al Sur del Volcán Isluga. De las mismas no se posee un control estratigráfico por lo que se agrupan en un mismo grupo. La siguiente unidad corresponde a la parte más antigua del Volcán, comprende a la unidad Enquelga, su origen no se encuentra aun definido debido a que las mismas no presentan morfologías de flujo provenientes del Volcán, se hallan como Cerros entre el Grupo Colchane y la Unidad Isluga 1. Se encuentra una avalancha volcánica (Unidad Isluga 3) al NW del volcán, donde se tomo la muestra ISE-04, la cual produjo el colapso de una parte del edificio (muestras ISE-05 a ISE-09), dejando el mismo divido en dos cerros uno de los cuales contiene el cráter actual y el otro pertenece a la Unidad Isluga 2. A la Unidad Isluga 1 pertenecen las coladas de la lava tipo

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bloque en la falda sur del edificio actual, en las mismas se recolectaron las muestras ISE-11 a ISE-16. En la unidad Isluga Postavalacha, se encuentran dos coladas de lava sobre la avalancha (Unidad Isluga 3) que son las unidades más jóvenes de toda la secuencia, en estas se tomaron las muestras ISE-01, ISE-02 e ISE-03. 3 Geoquímica Las rocas del Volcán Isluga tienen escasa variación composicional en el contenido de sílice (56-61% en peso) y son de afinidad subalcalina según la línea de Irvine y Baragar (1971). Además, se clasifican como traquiandesitas y andesitas en el diagrama de clasificación de rocas volcánicas de sílice versus álcalis totales (TAS; Le Bas et al., 1986; Le Maitre et al., 1989) (Fig. 1).

Figura 1. Diagrama de TAS para la clasificación de rocas. Finalmente, corresponde a una serie de rocas calco alcalinas de alto contenido de K en el diagrama de Peccerillo y Taylor (1976).

Figura 2. Diagrama multi-elemento para las muestras del Volcán Isluga.

En el diagrama multi-elemento (Fig. 2) se puede observar la anomalía de Nb/Ta para todas las muestras tomadas en terreno lo que confirma la afinidad calco alcalina. 3 Petrografía Las rocas corresponden petrográficamente a andesitas porfíricas de piroxeno y anfíbola. La asociación mineral común de estas andesitas está constituida por plagioclasa –piroxeno ±anfíbola ±biotita -óxidos de Fe-Ti. Exhiben texturas tales como las del tipo glomeroporfirítica, pilotaxítica, traquítica, sieve y microlítica. La plagioclasa, es el mineral más abundante en todas las rocas estudiadas y aparece comúnmente como fenocristales de forma tabular, maclados y con textura de zonación. En la muestra ISE-4 presenta mayor cantidad de fenocristales de menor tamaño (50µm de longitud) que en las otras muestras que supera los 500µm, sin embargo, los porcentajes totales se mantienen similares. Las anfíbolas, son de tipo basáltica se encuentran como fenocristales con bordes opacíticos y en la muestra ISE-1 son de gran tamaño visibles macroscópicas, cercanas a 3-4 mm. El piroxeno (≤3% en vol,) se presenta como fenocristales de formas xenomórficas, de color verde pálido y frecuentemente maclados. La biotita (1-5% en vol.) es de color pardo y de forma principalmente tabular. Es frecuente encontrar inclusiones de apatito y/o óxidos de Fe-Ti. La masa fundamental (≤30% en vol.) está conformada por microlitos de las plagioclasas y gránulos de piroxeno y óxidos de Fe-Ti principalmente. Los microlitos de plagioclasa presentan una textura pilotaxítica (los microlitos de la masa fundamental se encuentran orientados) y vesículas alargadas y orientadas algunas rocas (muestra ISE-7 e ISE-8) coincidente con la exhibición de una textura fluidal fuertemente desarrollada en los afloramientos. Referencias Stern, C.R.; Moreno, H.; López-Escobar, L.; Clavero, J.E.; Lara,

L.E.; Naranjo, J.A.; Parada, M.A., Skewes, M.A. 2007. Chilean Volcanoes. In The Geology of Chile (Moreno, T. & Gibbons, W.; editors). The Geological Society, London: 147-178. London.

Stern, C. R. 2004. Active Andean Volcanism: its geologic and

tectonic setting. Revista Geologica de Chile 31 (2): 161-206.

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Wörner, G.; López-Escobar, L.; Moorbath, S.; Horn, S.; Jurgën, E.; Harmon, R.S., Davidson, J.D. 1992. Variaciones geoquímicas, locales y regionales, en el frente volcánico cuaternario de los Andes Centrales. Revista Geologica de Chile 19 (1): 38-56.

Figura 3. Mapa geológico de la zona de estudio.

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Estructura de velocidades de ondas sísmicas en el potencial sistema geotérmico de Colpitas, Andes centrales, Chile Elías Lira*¹, Igor Aguirre¹, Jorge Clavero¹, Diana Comte² y Aldo Giavelli¹ ¹Energía Andina S.A., Darío Urzúa 2165, Providencia, Santiago, Chile ²Departamento de Geofísica, AMTC-Facultad de Ciencias Física y Matemáticas, Universidad de Chile, Santiago, Chile * email: elira@energiandina.cl Resumen. El presente trabajo aborda el estudio de sismicidad cortical e interpretación de la estructura de velocidad obtenida mediante una tomografía sísmica. Los objetivos principales del trabajo es la caracterización de la sismicidad cortical en el contexto estructural del área de estudio y la determinación de eventuales anomalías de velocidades de ondas sísmicas que puedan estar asociadas a la presencia de los elementos que constituyen un potencial sistema geotérmico en las cercanías del Complejo Volcánico Lexone ubicado en el altiplano de la Región de Arica y Parinacota. Los resultados de la sismicidad muestran que existen en la zona estructuras activas que podrían favorecer la circulación y atrapamiento de fluidos. Por otro lado, el modelo de velocidades de ondas sísmicas muestra que existe una anomalía principal superficial de bajas velocidades que podría estar relacionada a la existencia de un reservorio geotérmico activo. Una segunda anomalía, bajo la anomalía principal, pero de altas velocidades podría estar relacionada a un cuerpo magmático en proceso de enfriamiento de composición dacítica y que podría constituir la eventual fuente de calor. Palabras Claves: Tomografía sísmica, sistemas geotérmico, anomalías de velocidad 1 Introducción La caracterización de sismicidad ha sido ampliamente usada por la industria geotérmica para variados objetivos. Se ha usado en la exploración de un potencial recurso como un indicador de condiciones de reservorio, procesos geotermales activos y actividad tectónica asociada a procesos termales (Majer, 1978). Además puede ser usada para construir modelos de velocidades de ondas sísmicas los cuales, en conjunto con la caracterización de sistemas de fallas, pueden aportar antecedentes complementarios a otras técnicas geofísicas. Las velocidades de ondas sísmicas derivadas de estos modelos pueden ser afectadas por diversas condiciones físico-químicas que se manifiestan en los sistemas geotermales: un elevado fracturamiento, inclusión de fluidos en distintas fases, presiones y temperaturas elevadas, zonas afectadas por procesos de alteración hidrotermal. Así, mediante el estudio de modelos de velocidades de ondas sísmicas se puede inferir la presencia de elementos que contribuyen a la existencia de un sistema geotermal.

2 Área de Estudio y Metodología 2.1 Área de Estudio El área de estudio se encuentra ubicada en el altiplano de la Región de Arica y Parinacota, provincia de Parinacota, comuna de Putre y General Lagos. Se realizó un registro de sismicidad natural durante 4 meses con una red de 15 estaciones sismológicas de periodo corto emplazadas en los alrededores del Complejo Volcánico Lexone dentro de la concesión de exploración geotérmica de Energía Andina, denominada Colpitas. 2.2 Datos y Método de inversión Se registraron 1.682 sismos de los cuales 770 corresponden a microsismos (M<4.8) localizados en las cercanías del área de estudio. La sismicidad registrada nos permitió realizar una tomografía sísmica mediante el algoritmo SPHYPIT90/SPHREL90 (Roecker, 1982) , en él se utilizó 13.626 fases P y 13.431 fases S. El área de estudio fue parametrizada mediante una grilla tridimensional de 528 nodos distribuidos desde los 3.750 m.s.n.m. hasta los 15.000 m.b.n.m en 11 capas. 3 Resultados y Discusión 3.1 Sismicidad Cortical Se evidenció una alta actividad sísmica subsuperficial (< 10 km) con dos lineamientos importantes (Fig. 1). El principal lineamiento, de orientación general NNW-SSE, estaría asociado al sistema estructural Altiplánico el cual controlaría los regímenes de esfuerzos regionales. Un segundo lineamiento, de orientación NE-SW, tiene relevancia a escala local y podría favorecer la circulación de fluidos desde zonas más profundas. En la Fig. 1, se observan dos núcleos importantes de sismicidad superficial: uno entre los volcanes Chuquiananta y Copatanca; y un segundo núcleo muy intenso en sismicidad al sur del Bofedal de Colpitas y localizado entre los 8 y 10 km de profundidad. Ambos núcleos podrían estar relacionados a procesos termales asociados con la intrusión reciente de material magmático.

609

Figura 1. Sismicidad local diferenciada por rango de profundidad del hipocentro. El polígono en rojo representa la concesión de exploración geotérmica Colpitas. Los triángulos azules invertidos representan la ubicación de las estaciones sismológicas. Se muestra en línea azul punteada los principales lineamientos identificados. Las elipses en rojo con línea punteada señalan los principales núcleos de sismicidad. 3.1 Modelo 3D de velocidades de ondas sísmicas En las Figuras 2 a 4 se muestran los modelos de variación porcentual de Vp y Vs como así también la razón Vp/Vs para algunos perfiles de interés. Una anomalía de bajos valores relativos de Vp, Vs y Vp/Vs relacionada en superficie con el borde NE del Bofedal de Colpitas (manantiales calientes y zonas afectadas por alteración hidrotermal), en la falda sur del Cerro Copatanca (Fig. 2 y 3), podría estar asociada a la presencia de fases de vapor, de fluidos supercríticos y CO2 presente en los poros de la matriz de la roca. Esto dado que cuando ocurren transiciones de fase de líquido a gas de los fluidos contenidos en los poros de la roca se produce una fuerte disminución en Vp debido a que el módulo de incompresibilidad del gas es varias magnitudes menor que el módulo de incompresibilidad del líquido (Ito et al., 1970). Consecuentemente, se produce una fuerte disminución de la relación Vp/Vs (De Matteis et al, 2008). El piso de esta anomalía se encontraría en torno a los 4 km de profundidad (~ 500 msnm). Esta anomalía podría estar

relacionada a la presencia de un potencial reservorio geotérmico.

Figura 2. Variación porcentual de Vp y Vs y la razón Vp/Vs. Perfil W-E atravesando una anomalía superficial de bajas velocidades.

Figura 3. Variación porcentual de Vp y Vs y la razón Vp/Vs. Perfil N-S atravesando una anomalía superficial de bajas velocidades y un núcleo de sismicidad profundo. Una anomalía de alto Vp, alto Vs y alto Vp/Vs entre los 1000 y 7000 mbnm (desde ~ 5 km de profundidad) al Oeste y bajo la anomalía superficial de bajas velocidades

610

(Fig. 2 y 3) puede interpretarse a partir de la presencia de un cuerpo magmático en proceso de enfriamiento de composición principalmente dacítica. Una anomalía de bajos valores relativos de Vp y Vp/Vs, pero de altos valores relativos de Vs se ubica al Sur del Bofedal de Colpitas y podría estar relacionada a la presencia de fases de vapor, de fluidos supercríticos y CO2 en una litología con mayor densidad que su entorno. El piso de la anomalía que se ubica en torno a los 5.000 mbnm (~ 9 km de profundidad), se encuentra asociado a un intenso núcleo de sismicidad producto de la inyección de fluidos desde zonas más profundas. Estos fluidos tendrían su origen en un potencial cuerpo magmático profundo en proceso de desgasificación.

Figura 4. Variación porcentual de Vp y Vs y la razón Vp/Vs. Perfil W-E atravesando un núcleo de sismicidad profundo y la anomalía de bajo Vp y bajo Vp/Vs pero de alto Vs. Referencias Comte, D., 2011. Estudio de Sismicidad superficial en el área de

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Shallow Temperature Measurements at Juncalito, a Geothermal Prospect, Central Andes, Chile Elías Lira*, Rodrigo Arcos, Jorge Clavero, Aldo Gi avelli and Catalina Mayorga Energía Andina S.A., Darío Urzúa 2165, Providencia, Santiago, Chile *E-mail: elira@energiandina.cl Abstract. The mapping of temperature variations at or below the earth surface constitutes a key geothermal exploration tool. In this work, the results of 25 days of shallow temperature measurements are presented. First, thirty-three temperature loggers were installed in an area of approximately 25 km² for a period of eight days. The purpose of this survey was to identify patterns of near-surface lateral flow of thermal signatures associated with known hot springs. The results of these surveys showed relevant thermal anomalies not only associated with hot springs but also on other sites without hydrothermal discharge. A second survey of one-hundred temperature measurements was performed for seventeen field working days. The temperature measurements were obtained in an area of approximately 37 km². In this survey, thermal anomalies identified in the first survey were mapped at a higher level of detail. These results are complemented with Magnetotelluric and geochemical data, potentially delineating zones of upflow and outflow of a geothermal prospect. Keywords: Geothermal, shallow temperature, exploration 1 Introduction For many decades, shallow temperature measurements have been used as key geothermal exploration tool. Subsurface temperature measurement at a depth of 1-meter is an efficient method for mapping thermal anomalies with a high level of detail. These thermal anomalies can be associated with interesting geothermal features. However, variations in near-surface temperatures could be caused by a number of non-geothermal factors, including changes in air temperature, soil moisture, near-surface groundwater flow and thermal inertia. The effects of these variables were qualitatively characterized during this survey. 2 Study Area Background Juncalito area is located in northern Chile, in the southern limit of the Chilean Altiplano, at an average altitude of 4100 m.a.s.l. The younger volcanism in the area is associated with a Pleistocene-Holocene NW-SE volcanic chain with a series of volcanic complexes, strato-

volcanoes, dome-complexes and lava and ignimbrite fields (Los Cuyanos-Sierra Nevada Volcanic Complex) (Clavero et al., 1997, 1998), which is interpreted to be the heat source of a geothermal system. The main structural feature corresponds to a high angle N-S thrust system that overrides volcaniclastic Permian-Triassic rocks (W) over Oligo-Miocene volcanic and syntectectonic sedimentary rocks (E), (Clavero et al., 1997, 1998). Five zones of thermal springs have been recognized in the northern, centre and southern parts of Juncalito area, the Río Negro springs being the ones with higher temperatures (up to 44°C) and larger flow (~20-30 l/s). A positive compositional indicator of a thermal resource is the silica concentration (130 to 160 mg/kg SiO2) of Río Negro springs indicating quartz equilibration temperatures of 140 to 160°C (Mayorga, 2011). 3 Shallow Temperature Surveys During March 10-17, 2011 thirty-three 1-meter deep temperature measurements were recorded in an area of aproximately 25 km² in the Pampa de Los Cuyanos, Río Negro and Ojos de los Cuyanos stream zones (Fig. 1, white triangles). One-hundred additional measurements were made between May 8-24, 2011 in an area of 37 km² in the same zones (Fig. 1, black triangles). The temperature measurements were corrected for different non-geothermal factors. Changes in air temperature and daily solar radiation cycle were corrected by a simple moving average filter of the 12 and 24 hours respectively, but in general, at a depth of 1-meter, temperature variations induced by 24-hour solar radiation cycle are almost completely damped out (Elachi, 1987). The thermal inertia was considered in the duration of time series: beginning with a one-day delay after installation for the temperature to reach equilibrium. Surface temperatures during the first survey varied from -8 to 27°C compared with the temperatures at a depth of 1-meter that varied from 8 to 33°C. During the second survey, the surface temperatures varied from -5 to 9°C whereas that the temperatures at a depth of 1-meter varied between 4-42°C.

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Figure 1. Location of the temperature loggers. Thirty-three temperature loggers were installed in an area of approximately 25 km² for a period of eight days (white triangles). In the second survey, one-hundred temperature loggers were installed in an area of approximately 37 km² (black triangles). 4 Results and Discussion Two main thermal anomalies were identified with temperatures >15°C which greatly exceeded the background temperature defined for the period and study area (<9°C). The western margin thermal anomaly is related to a hydrothermal discharge zone in the headwaters of Ojos de los Cuyanos stream. The second thermal anomaly of greater magnitude (~30°C) is related to Rio Negro springs and is NE-SW aligned. A third thermal anomaly of lower magnitude (~11°C) was identified near the Azufrera de los Cuyanos volcano. This anomaly is not related to known thermal springs and could be associated with a deep heat source. In the second survey, the thermal anomalies identified in the first survey were mapped at a higher level of detail. The thermal anomaly correlated to the headwaters of Ojos de los Cuyanos stream is aligned in N-S direction and suggests structural or lithological control. The thermal anomaly correlated to Río Negro springs shows different hydrothermal discharge zones. Thermal anomalies of lower magnitude were identified in the Pampa de Los Cuyanos and close to Azufrera de los Cuyanos and Juncalito volcanoes. First, the thermal anomaly located in Pampa de los Cuyanos could be associated with a thermal aquifer that discharges in the Río Negro and Ojos de los Cuyanos stream. Second, the thermal anomalies correlated to Azufrera de los Cuyanos and Juncalito volcanoes may be related to a deeper heat source.

Figure 2. One meter deep temperature measurements during the first survey. The temperatures varied between 8-33°C (blue to red color scale). Background image is shaded topography.

Figure 3. One meter deep temperature measurements during the second survey. The temperatures varied between 4-42°C (blue to red color scale). Red border represents a very distinctive conductivity anomaly defined by MT survey (<5 Ω.m). Background image is shaded topography.

613

The thermal evidence detected shows a strong and direct geographical relationship with a very distinctive conductivity anomaly (<5 Ω.m, red border) suggesting the presence of thermal fluids that discharge into Rio Negro and Ojos de los Cuyanos stream (possible “outflow” zone). This very distinctive conductivity anomaly defined by MT survey, with an abrupt limit (structurally controlled) to the west and a convex geometry, suggesting an “upflow” zone of the potential geothermal system under the southwest flank of Los Cuyanos volcanic Complex. References Clavero, J., Mpodozis, C. & Gardeweg, M., 1997. Mapa geológico

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614

Estudio aeromagnético de la estructura interna de l os volcanes Villarrica y Quetrupillán (Andes del Sur, Chile) Francisco Delgado* Departamento de Geofísica, Servicio Nacional de Geología y Minería, SERNAGEOMIN, Santiago, Chile *E-mail: francisco.delgado@sernageomin.cl Resumen. La re-interpretación de un levantamiento aeromagnético regional permite determinar la estructura interna de los volcanes Villarrica y Quetrupillán. El volcán Villarrica presenta una gran anomalía magnética bajo él, la cual sería producida por un cuerpo a 2 km de profundidad, mientras que el volcán Quetrupillán se ubica sobre un conjunto de varias anomalías generadas por cuerpos cercanos a 1 km de profundidad. Las anomalías serían producidas por intrusivos subvolcánicos que alimentan a ambos volcanes, los cuales se pueden asociar con erupciones formadoras de calderas (en el caso del Villarrica), o con actividad postcaldera (para el Quetrupillán). Pese a la cercanía de ambos centros eruptivos, y a la presencia de la estructura Villarrica - Lanín, las diferentes anomalías magnéticas y su distribución espacial sugieren que la evolución de ambos sistemas volcánicos es independiente, sin que existan sistemas magmáticos comunes. Palabras Claves: aeromagnetismo, anomalías magnéticas, Volcán Villarrica, Volcán Quetrupillán 1 Introducción El método aeromagnético es una herramienta poderosa en el estudio de los estratovolcanes de composición basáltica, debido a la gran presencia de magnetita y magnetización remanente en las rocas emitidas por ellos (Roperch y Chauvin, 1997), razón por la que constituye un método útil en el estudio de la estructura interna de los estratovolcanes. La gran presencia de magnetita en rocas máficas hace que los volcanes de esa composición presenten fuertes señales magnéticas, las cuales serían producidas por complejos intrusivos (Blanco-Montenegro et al., 2003, 2011), cuya geometría, orientación estructural y composición constituye una evidencia fundamental para la comprensión de mejor forma de la dinámica evolutiva de este tipo de volcanes (Blanco-Montenegro et al., 2007). La facilidad con la que se adquiere la información aeromagnética permite estudiar de forma simple volcanes adyacentes unos de otros y comparar si existen diferencias magnéticas asociadas a la distinta evolución magmática de ambos edificios, y si todas las etapas evolutivas de un edificio volcánico tienen un registro geofísico asociado. Para corroborar lo anterior, se han escogido los volcanes Villarrica y Quetrupillán, cercanos, pero con marcadas diferencias evolutivas (Moreno et al., 1994). La evolución del Volcán Villarrica (Clavero y Moreno, 2004) ha sido

descrita en tres etapas, con dos erupciones formadoras de calderas anidadas, un posterior colapso de la parte central del edifico volcánico y la formación del actual cono eruptivo. En cambio, el volcán Quetrupillán habría tenido cuatro etapas eruptivas, con dos calderas anidadas y una marcada tendencia bimodal (Pavez, 1997). La cercanía y compleja evolución de ambos volcanes los hacen casos ideales de estudio. 2 Metodología y resultados Los datos utilizados corresponden a un levantamiento aeromagnético realizado en 1997 (Ugalde y Díaz, 1998), con líneas de vuelo de dirección NW-SE espaciadas cada 2 km, y a una altura nominal de 300 m sobre la superficie. Los datos fueron procesados de acuerdo a procedimientos estándar (Luyendyk, 1997) para obtener la anomalía de campo total (diferencia entre campo magnético medido y un modelo de referencia). Luego, el uso de herramientas estándar de filtrado en el dominio de la frecuencia, de métodos automáticos para el cálculo de profundidades (Blakely, 1996) y el uso de modelos en 2,5D y en 3D con remanencia magnética (Blakely 1996; Li y Oldenburg, 1996) facilitan la interpretación y permiten obtener la geometría interna de los edificios volcánicos A escala regional, los datos aeromagnéticos (Ugalde et al., 1997; Lara et al., 1997) muestran dipolos de alta intensidad magnética y asimétricos. En general estas anomalías tienen magnetización remanente con polaridad normal, y están concentradas en el dominio Cordillera de los Andes (de 60 km de ancho), asociados a sistemas volcánicos e intrusivos. Las anomalías tienen, en general, orientación NW-SE, interpretadas como estructuras de basamento, sin patrones claros que puedan sugerir la presencia del sistema de fallas Liquiñe-Ofqui. A escala de los edificios volcánicos, los volcanes Villarrica y Quetrupillán se emplazan sobre un conjunto de anomalías magnéticas de dirección NW-SE coincidentes con la estructura Villarrica – Quetrupillán - Lanín. El Villarrica tiene una anomalía asimétrica con una amplitud de 1500 nT a 2 km de profundidad aproximadamente, y de casi 20 km de diámetro, mientras que el Quetrupillán tiene en su parte S una anomalía con una dipolaridad menos clara, de 460 nT a 1 km de profundidad, y de 5 km de

618

diámetro, y que forma parte de un conjunto de señales magnéticas ubicadas en torno al volcán (figura N°1 y 2). 3 Discusión y Conclusiones La alta intensidad de la anomalía magnética del Villarrica indica la presencia de un intrusivo alimentador con una fuerte remanencia (susceptibilidad magnética de 0,03 SI, razón de Königsberger de 11; Roperch y Chauvin, 1997) y gran volumen bajo este volcán, junto a un cuerpo más pequeño en su parte S, y otros en su flanco E, ambos asociados a conjuntos de conos piroclásticos. En este caso, el gran tamaño de la anomalía magnética, respecto al del edificio volcánico actual, sugeriría que esta señal estaría asociada al intrusivo que se habría formado con la primera erupción formadora de caldera, mayor que los edificios actuales, el cual posiblemente se ha vuelto a fundir con nuevas intrusiones asociadas a erupciones más recientes (Moreno y Clavero, 2006), o bien, podría haber sido amalgamado a lo largo del tiempo por múltiples diques de similares composiciones. A diferencia del anterior, el volcán Quetrupillán tiene asociado un intrusivo principal más pequeño, ubicado en la parte S del cono volcánico, y que podría estar asociado a actividad resurgente post caldera, el cual se encuentra rodeado por otros plutones, de similares dimensiones, y que alimentan a conos piroclásticos. Sin embargo, las anomalías magnéticas de este volcán son mucho más pequeñas que las que se producen por intrusivos posiblemente más antiguos, como el ubicado en su flanco SW. Pese a que los datos aeromagnéticos muestran un único cuerpo alimentador primario, y múltiples intrusivos asociados a conos piroclásticos, el patrón magnético de ambos volcanes es diferente a nivel de la cantidad, tamaño y forma de las anomalías magnéticas. Además, en estos volcanes la simpleza de las señales magnéticas sugiere que sólo algunos eventos magmáticos tendrían un registro geofísico distintivo, lo que contrasta con otros edificios volcánicos con evoluciones complejas, donde las señales magnéticas dan cuenta de diversos estadios evolutivos (Blanco-Montenegro et al., 2007). La distribución de las anomalías en ambos volcanes muestra diferentes evoluciones volcanológicas. Así, se concluye que a nivel magnético, la principal diferencia entre ambos sistemas volcánicos está dada por las dimensiones del intrusivo alimentador, lo que podría ser explicado por diferentes tasas de generación y transporte de magma, sugiriendo un menor aporte en el Quetrupillán. Además, la falta de conectividad entre las anomalías permite descartar la presencia de un sistema magmático común, el cual tampoco conectaría al volcán Lanín.

Agradecimientos Se agradece a la Subdirección Nacional de Geología del SERNAGEOMIN por el permiso para usar la información aeromagnética, y a Jorge Vivallos, Luis Lara, Hernán Ugalde, Pierrick Roperch y Gonzalo Yáñez por los valiosos comentarios. Referencias Blakely, R.J., 1996. Potential Theory in Gravity and Magnetic

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Figura 1. Anomalía de campo total de los volcanes Villarrica y Quetrupillán. Los cuadros negros marcan de izquierda a derecha la ubicación de los volcanes Villarrica, Quetrupillán y Lanín. Topografía SRTM, curvas de nivel 100 m.

Figura 2. Anomalía de campo total reducida al polo. La simbología es la misma que en la Figura 1. La reducción al polo permite centrar las anomalías magnéticas sobre los cuerpos que las producen, eliminando la dipolaridad de la señal magnética.

620

Medical Computer X-Ray Tomography Scan (CT-Scan) in geothermal research: a 3D methodology to understand primary and secondary porosity. Sergio Calderón

1, Diego Morata

1 and Víctor Zapata

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1Departamento de Geología y Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA-FONDAP). Facultad de Ciencias

Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile 2Centro de Imagenología. Hospital Clínico Universidad de Chile, Santiago, Chile

*Contact email: croqueras@gmail.com Abstract. Altered (zeolite facies) Miocene lava flow in the Valle Nevado Stratified Sequence (Farellones Formation, High Andes of central Chile) related to a fossil geothermal field were analysed through X-Ray Computed Tomography (XR-CT) 64s aiming to reveal their geometrical properties through 3D distributed hunsfield units representing density differences. Results obtained reveals some flow patterns -probably associated with both- primary volcanic flow and secondary mineral precipitation and rock dissolution during geothermal fluid-rock interaction. The most homogeneous samples show no significant variations in density. However, those showing marked density differences exhibit low-density channel-like connected trends related to alteration mineral precipitation. Even though the resolution is not appropriate for small crystals, there is an overall high density mineral trend and a low density amygdule-like connectivity representing primary porosity filling. Fractures and veinlets are well recognized and represent secondary porosity. Optical petrography verify this results. The XR-CT 64s scan proves to be a non-destructive, large sampling and quantitative volumetric tool to identify geometrical petrographic properties in altered volvanic rocks. Keywords: XR-CT 64s scan, porosity, volumetric determination, reformatting, quantitative petrography.

1 Introduction - Section Headings are 11 pt Helvetica and bold

Medical X-Ray Computed Tomography Scan (XR-CT

scan) 64s analysis consists in the helicoidally irradiation on

sample (a human patient on medicine analysis) through a

rotating detectors set. The detector receives an attenuated

intensity of rays reflecting the interaction of the X-ray

primary intensity with the density of a determined volume of specimen. Medical XR-CT scan has been also used in

some geological researches, mostly in relation with

porosity determinations, veinlets and micro-cracks 3D

orientation or vesicles distribution in volcanic rocks (e.g.,

Cnudde et al., 2006; Hinoro et al., 2008; Zabler et al.,

2008). In this contribution we present for the first time the

application of the medical XR-CT scan to geothermally

altered volcanic rocks with the aim to investigate the

connection between vesicles (filled with secondary

minerals or empty) as a proxy to identify volumes changes

during geothermal alteration and secondary porosity

characterization. The geometrical properties of samples,

the primary and secondary porosity filling and the

dissolution of rocks are also discussed.

2 Methodology, samples and results 2.1 X-Ray Computed Tomography.

Medical XR-CT scan from the Imagenology Laboratory of

the University of Chile Clinical Hospital (Simens

Somatom Sensation 64 X-Ray Computed Tomography

scanner, XR-CT(64s)) has been used to analysed altered

volcanic rock samples. Intensity and volume are calibrated

according to a particular equipment, depending on the

equipment heat capacity and the required resolution. The

X-ray attenuation is described by the Beer-Lambert-

Bouguer law, 𝐼 = 𝐼𝑜 ∗ 𝑒−µ𝑥, relating the emitted (𝐼) and

transmitted intensity (𝐼𝑜) along the distance (𝑥) between

the beam and the detector, passing through a material with

a mass attenuation coefficient ( ) indirectly dependent on

the analysed material density. It can be normalized to the

mass attenuation coefficient of water as 1000 ∗ [µ −𝜇𝑤𝑎𝑡𝑒𝑟]/𝜇𝑤𝑎𝑡𝑒𝑟, a 0.1% of attenuation coefficient change relative to water attenuation is called a hunsfield unit

(HU). This value is registered in a voxel (a tridimensional

pixel) and can be restored in softwares for volume

rendering. The scanner was calibrated to 80-140kV and

200mAs-1 to give a resolution of 0.6x1.0mm along 0.3mm

intervals when analysing rock samples of measured

densities of 2.3-2.7gcm-1. The software used the Pulmo c.t.

routine and the results are compiled as DICOM files

containing between 400-700 image slices of each

individual sample. They were reformatted on Onis® and

the free licence Voreen softwares (according to Cody, 2002;

Calboun et al., 1999; Rydberg et al., 2000). This images show no

artifact effects when the axial length is lower than 15cm.

The longitudinal length is limited by the equipment heat

capacity

2.2 Samples Studied samples were taken from a basaltic-andesitic

Miocene lava flow from the Valle Nevado Stratified

Sequence (Aguirre et al., 2000). An individual plagioclase-

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clinopiroxene bearing lava flow from this sequence was

sampled in the La Parva locality. This sequence, assigned

to the Farellones Formation in the Principal Cordillera of

Central Chile, was affected by a very low-grade

metamorphic event (zeolite facies) attributed to the effect

of a rapid accumulation of considerable volumes of rock

generated by volcanic centres connected with

paleogeothermal field activity and characterised in places

by caldera collapse, with no associated tectonic deformation (Aguirre et al 2000). Geothermal alteration

processes filled primary porosities (amygdules), fractured

the rock and generated veinlets. The common secondary

mineral association is mostly composed by phyllosilicates

and calcic and calco-sodic zeolites (Aguirre et al., 2000).

Density differences between primary minerals (Ca-rich

plagioclase, clinopiroxene, olivine and magnetite), altered

glass and secondary minerals (zeolites and phyllosilicates

in amygdales, veinlets and replacement of igneous

crystals) is optimum for XR-CT scan determinations

because primary minerals have densities greater than

2.6gcm-3 meanwhile most of the alteration minerals present densities lower than 2.2gcm-3.

The studied lava flow represents horizontal and vertical

variations on the alteration grade, as revealed by the

amygdale, fracture and veinlet proportions. Amygdale

filling mainly corresponds to laumontite with a thin silica

variety border and very scarce interstratified

phyllosilicates with traces of probable titanite. Veins

correspond mainly to laumontite and minor chalcedony.

There are zones with evident groundmass dissolution

giving place to laumontite-clay-oxide precipitates.

Oriented samples were cut to a volume less than 10x12x12cm in order to obtain an axial length lower than

15cm. Samples were analysed on the XR-CT and a

evaluation and quantification of the primary fabric and

secondary porosity registered was done.

2.2 Results

Samples show a variation on hunsfield typically ranging

from 1000-5000 HU (Figure 1). The rendering permits

different ways to perform observations of the sample: in

two and three dimensions. In either case the analysis is made by filtering the observable hunsfield unit range. Thus

generating an image that gives an specific gray scale

colour to every major recognized attenuation difference.

The image processing is summarized by Cody (2002). We

have found trends of low and high relative attenuation, that

were interpreted according to petrography. Higher

hunsfield units (4000-4500 HU) are widespread and

without any specific pattern. They are scarce and seem to

be enclosing volumetrically little zones. These zones are

interpreted to be representing the primary

(titano?)magnetite or else, when distributed along discrete

patterns of altered rocks, to iron oxides formed from primary ores. Zones of lower hunsfield units (1000-1400

HU) are bigger in size and typically generate channel-like

patterns or ovoidal/ameboidal zones almost connected.

These zones are interpreted as veins and amygdales,

mainly filled with laumontite. In between these arbitrary,

but petrographically supported ranges, there is a wide and

difficult to subdivide range of attenuation. It is possible to

identify a matrix supporting high- and low-density zones

(>1400-1700 HU) interpreted as groundmass. Cumulus of

higher hunsfield units (typically >1700-3200 HU) were on

the other hand interpreted as volcanic crystals

(plagioclase-clinopiroxene-olivine) aggregates. The range

between 3200-4000 HU is thought to be representing clusters of clinopiroxene-olivine and magnetite

phenocrystals. The presence of magnetite obviously

interferes with its surrounding. If we consider a

0.6x1.0x0.3mm voxel, a magnetite crystal will introduce

an inevitable resolution bias. But our aim is to quantify

structures bigger than the equipment resolution. As the

image rendered can be volumetrically quantified using the

ImageJ® software it is possible to quantify each zone in the

sample individually. In this matter, XR-CT(64s) has been

an excellent tool for evaluating primary fabric and

secondary porosity of rock samples, turning into a

quantitative, non destructive petrographic tool.

3 Discussion and Comments

Even though there is an intrinsic resolution bias, XR-CT

scanner has prove to be highly useful as a non destructive

quantitative, volumetric petrographical tool. We have

demonstrated that, linked to classic microscope

petrography, it is possible to determine density related zones inside a rock sample. Our case is a fossil geothermal

zeolite facies altered volcanic lava flow, in which alteration

is recorded as vesicle infilling, vein generation, fracturing

and dissolution-precipitation of primary rocks. The

samples represent different grades of alteration as revealed

by the modification of the original fabrics. It is necessary

to refine the method as much as the equipment

requirements permit it and as the density differences of

minerals and structures in the rock exist. It is still a matter

of investigation a mineralogical scaling of the hunsfield

units in order to construct three dimensional rendered images of geological processes of interest registered on

rock samples that volumetrically represent it. Anyway,

trends and zones of a particular range in the HU of samples

are recognized and interpreted as a valid quantitative non-

destructive, volumetric methodology for petrographic

analyses in geothermal altered rocks.

Acknowledgements This work is a contribution to the Conicyt-Fondap Project

15090013 and is part of the PhD Thesis of the first author.

SC thanks Conicyt for his PhD Thesis grant. We thank the

analytical facilities of the Laboratorio de Imagenología,

Hospital Clínico, Universidad of Chile, and the sponsoring

of the Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes.

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Figure 3. Reformatting for LP1105 and a detail LP1104. Black

represents lower HU; white, higher HU and green, intermediate HU. Veinlets, cumulus and amygdale junctures are likely. Images

from Onis®. White bar on the right for scale. F: feet view;

A: anterior view.

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