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Di r ecci ó n:Di r ecci ó n: Biblioteca Central Dr. Luis F. Leloir, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires. Intendente Güiraldes 2160 - C1428EGA - Tel. (++54 +11) 4789-9293
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Tesis Doctoral
Estudio geoquímico de los fluídosEstudio geoquímico de los fluídosvolcánicos e hidrotermales delvolcánicos e hidrotermales delComplejo Volcánico Copahue-Complejo Volcánico Copahue-
Caviahue y su aplicación para tareasCaviahue y su aplicación para tareasde seguimientode seguimiento
Agusto, Mariano Roberto
2011
Este documento forma parte de la colección de tesis doctorales y de maestría de la BibliotecaCentral Dr. Luis Federico Leloir, disponible en digital.bl.fcen.uba.ar. Su utilización debe seracompañada por la cita bibliográfica con reconocimiento de la fuente.
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Cita tipo APA:
Agusto, Mariano Roberto. (2011). Estudio geoquímico de los fluídos volcánicos e hidrotermalesdel Complejo Volcánico Copahue-Caviahue y su aplicación para tareas de seguimiento.Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de Buenos Aires.
Cita tipo Chicago:
Agusto, Mariano Roberto. "Estudio geoquímico de los fluídos volcánicos e hidrotermales delComplejo Volcánico Copahue-Caviahue y su aplicación para tareas de seguimiento". Facultadde Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de Buenos Aires. 2011.
UNIVERSIDAD DE BUENOS AIRES
FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y NATURALES
DEPARTAMENTO DE CIENCIAS GEOLÓGICAS
╉Estudio geoquímico de los fluidos volcánicos e
hidrotermales del Complejo Volcánico Copahue – Caviahue y su aplicación para tareas de seguimiento╊
Tesis presentada para optar por el título de Doctor de la Universidad de Buenos Aires
en el área Ciencias Geológicas
MARIANO ROBERTO AGUSTO
Director: Alberto Tomás Caselli
Director Asistente: Franco Tassi
Buenos Aires, Abril 2011
I
““EEssttuuddiioo ggeeooqquuíímmiiccoo ddee llooss fflluuiiddooss vvoollccáánniiccooss ee hhiiddrrootteerrmmaalleess ddeell CCoommpplleejjoo VVoollccáánniiccoo
CCooppaahhuuee –– CCaavviiaahhuuee yy ssuu aapplliiccaacciióónn ppaarraa ttaarreeaass ddee sseegguuiimmiieennttoo””
RReessuummeenn
La Geoquímica de Fluidos (gases y aguas) es una disciplina de gran relevancia en el estudio de volcanes, debido a que permite determinar las características de los cuerpos magmáticos someros, su relación con el ambiente de generación profundo, e identificar variaciones en el grado de actividad del sistema en general. Cuando un volcán está en reposo, los gases continúan circulando a través del sistema de fracturas, mezclándose con aguas subterráneas y originando acuíferos hidrotermales, fumarolas, etcétera. Las perturbaciones del sistema se manifiestan mediante una serie de eventos y señales que involucran variaciones en la composición química de los fluidos que arriban a superficie (gases y aguas).
El volcán Copahue es el foco activo del Complejo Volcánico Copahue-Caviahue (CVCC), cuya dinámica y manifestaciones están controladas por un importante sistema volcánico-magmático-hidrotermal. Dentro de este complejo volcánico se producen también numerosas áreas geotermales con emisiones gaseosas y de aguas termales. El estudio de los fluidos desempeña un papel fundamental para la caracterización y entendimiento de la dinámica del sistema general. El presente trabajo de Tesis Doctoral tiene como objetivo general caracterizar las emisiones fluidas volcánicas e hidrotermales del CVCC, evaluando su aplicación para trabajos de seguimiento. Particularmente se busca determinar el origen y naturaleza de los constituyentes del fluido de las manifestaciones, y los procesos actuantes que controlan su composición, así como identificar los distintos subsistemas que conforman el sistema volcánico-magmático-hidrotermal general, y el tipo de interacción existente entre ellos. Finalmente se busca determinar un patrón de comportamiento del sistema a partir del cual se puedan identificar anomalías asociadas a perturbaciones del mismo, correlacionando señales identificadas mediante otras disciplinas, y de esta forma establecer una línea de base que pueda ser utilizada en futuros trabajos de monitoreo.
El trabajo se llevó adelante mediante el muestreo directo de gases y aguas, y la determinación de la composición química (inorgánica y orgánica) e isotópica de los mismos. La evaluación de las composiciones gaseosas indica una importante componente magmática que alimenta las manifestaciones, aunque estas se encuentran controladas por condiciones reductoras de un potente acuífero hidrotermal. Así las especies ácidas más importantes son el CO2 y H2S, donde la relación C/S permitió identificar áreas cercanas al edificio volcánico con mayor acidez. Las emisiones en general se caracterizan por altos valores relativos de CH4, H2 e hidrocarburos alcanos y aromáticos, consistente con el dominio hidrotermal. Se identificó un descenso de la relación N2/He con posterioridad al evento eruptivo del 2000, y junto con las altas relaciones isotópicas 3He/4He (las más altas registradas en los Andes hasta el momento) y los valores de δ13C-CO2, indican una activa conexión entre las cámaras magmáticas andesíticas someras y el ambiente magmático profundo de características mantélicas. Una inyección de fluidos profundos no evolucionados habrían actuado como disparadores del evento eruptivo del año 2000. Con respecto a las manifestaciones en fase líquida, se definieron subsistemas según aguas del Sistema Volcánico-Hidrológico (SVH) con alta acidez y bajos valores en la relación SO4/Cl, Aguas Calentadas por Vapor (ACV) con alta acidez y altos valores SO4/Cl y Aguas de Deshielo (AD) neutras. Las aguas SVH presentan además altos valores relativos de F, señalando que actúan como condensadores directos de gases volcánicos. Los isótopos estables (δ18O y δ2H) indican participación de aguas magmáticas en las SVH. Las ACV se encuentran y enriquecidas en NH4, señalando el fuerte control en la composición por parte del sistema hidrotermal subsuperficial.
A partir del seguimiento geoquímico realizado en el SVH se identificó un patrón de comportamiento estacional, sensiblemente afectado durante el periodo de anomalía térmica (AT) registrado con un marcado descenso de la temperatura en el cráter a mediados del año 2004. Este evento fue atribuido a una obturación del sistema de fracturas que alimenta la laguna cratérica por sobresaturación como consecuencia del arribo de fluidos profundos hiperconcentrados. Este evento estuvo asociado a una particular actividad sísmica y procesos de deflación. Se considera que este mecanismo sería el responsable de los eventos freáticos del volcán durante la década del 90. A partir de la información obtenida se desarrolló un modelo geoquímico conceptual del sistema volcánico-magmático-hidrotermal general. Este trabajo sienta las bases para futuros trabajos de monitoreo geoquímico de este sistema, y para la extensión a otros sistemas volcánicos activos cordilleranos.
II
““GGeeoocchheemmiiccaall ssttuuddyy ooff vvoollccaanniicc aanndd hhyyddrrootthheerrmmaall fflluuiiddss ffrroomm tthhee CCooppaahhuuee –– CCaavviiaahhuuee
VVoollccaanniicc CCoommpplleexx aanndd iittss aapppplliiccaattiioonn ttoo vvoollccaannoo mmoonniittoorriinngg ppuurrppoosseess””
AAbbssttrraacctt
Geochemistry of fluids (gases and water) is a discipline of great importance in the study of active volcanoes, allowing to determine the characteristics of shallow magmatic bodies, their relationship with the deep environment of magma generation, and to identify changes on the system behavior. In a quiescent volcano, fluid circulation continues through the fracture system, interacting with meteoric waters and generating hydrothermal ground waters, fumaroles, etc. System disturbances are expressed by different kind of signals that involve changes on chemical composition of the fluids reaching at surface.
Copahue volcano is the main active center of the Copahue-Caviahue Volcanic Complex (CVCC), whose dynamic and emissions are controlled by the development of an important volcanic-magmatic-hydrothermal system. Within this complex several geothermal areas are recognized, characterized by gas emissions and thermal waters. Fluid researches play a crucial role in characterizing and understanding the dynamic of these systems. This PhD thesis aims to characterize volcanic and hydrothermal fluid emissions of CVCC, and to evaluate the applicability of the acquire data for monitoring purposes. In particular this work tries to determine the origin and nature of fluid components from the discharges, the processes that control their composition, also to recognize the different subsystems in the volcanic-magmatic-hydrothermal general system and to identify the interaction between them. Finally, this work seeks to determine a pattern of behavior of the system in order to detect anomalies associated with system disturbances, validate it by crosschecking with identified signals from other disciplines, and establish a background for future monitoring works.
This research was carried out by direct sampling of fluids (gases and waters), and determining the chemical (organic and inorganic) and isotopic composition. The evaluation of gas composition shows a significant magmatic component feeding the emissions, although these conditions are controlled by reduced conditions determined by a thick hydrothermal aquifer. The most important acidic species are CO2 and H2S, the C/S ratio allow us to determine higher acidic areas near the volcano edifice. Generally, the emissions are characterized by high relative values of CH4, H2, alkanes and aromatic hydrocarbons, which is consistent with the hydrothermal domain. A strong decrease in N2/He was detected after the 2000 eruption. This variation together with the high 3He/4He ratio registered at this area (the highest registered on the Andes until present) and δ13C-CO2 values, suggest an active connection between the shallow andesitic magma chamber and the deep magmatic-mantle system. An injection of deep non-evolved magmatic fluids could have triggered the eruptive activity on 2000. According to liquid phase emissions, different subsystems were defined: waters from volcanic-hydrologic system (SVH) characterized by high acidity and low SO4/Cl values; steam heated waters (ACV) with high acidity and high SO4/Cl values; and snow melted waters (AD) with neutral characteristics. SVH waters have high relative values of F, showing that they act as condensers for volcanic gases. Stable isotopes (δ18O and δ2H) point out magmatic waters contribution on SVH. ACD waters are enriched in NH4, indicating a strong control on composition from the subsurface hydrothermal system.
The study performed on the SVH system allow us to identified a seasonal behavior significantly affected during the thermal anomalous period (AT), registered by a strong decrease in temperature from the crater lake in the middle of 2004. This event was interpreted to be caused by sealing of the fracture system that feeds the Crater Lake, due to oversaturation as a consequence of the uprising of highly-concentrated (brines) deep fluids. This anomaly was also registered by a particular seismic activity and a deflation period. This mechanism is considered to be responsible for the phreatic events that took place on CVCC during 90‟s. A conceptual geochemical model for the general volcanic-magmatic-hydrothermal system was constructed from the information obtained by this research. This work establishes the principles for future geochemical monitoring at Copahue and other active volcanic systems from the Andes.
III
AAGGRRAADDEECCIIMMIIEENNTTOOSS
Quiero agradecer, porque aún ante la injusticia que pueda cometer olvidando a alguien, cada persona o grupo que aquí menciono participó y colaboró a su modo para que esta tesis “llegara a buen puerto”, y aunque tal vez muchos de ellos no se dieran cuenta su participación en este trabajo y en mi vida fueron fundamentales para que todo esto pudiera llevarse a cabo.
Quiero manifestar mi agradecimiento a la Universidad de Buenos Aires que permitió el desarrollo de este trabajo de investigación y mi sustento personal durante su realización mediante los programas de subsidios y becas doctorales UBACyT X018 y X040, desde el año 2004 y hasta la actualidad. Del mismo modo quiero agradecer a toda la “educación pública y gratuita”, responsable de mi formación desde preescolar hasta el actual doctorado, y al actual modelo de gobierno nacional que favorece el desarrollo de políticas de educación e investigación, cuestión ineludible para el progreso de cualquier país y habitualmente relegada en estas latitudes.
Quiero agradecer principalmente en el plano profesional, y especialmente personal, a mi director Alberto Caselli por su confianza y apoyo incondicional durante todos estos años de trabajos, y por su capacidad y entusiasmo para generar permanentemente nuevos caminos de trabajo. Quiero agradecer y destacar también el apoyo y toda la ayuda de mi director asistente Franco Tassi, de la Universidad de Florencia (Italia), por toda su dedicación y tiempo empeñado en el análisis y discusión durante el desarrollo de esta investigación. De igual manera, extender mi agradecimiento a Orlando Vaselli y amigos de la Universidad de Florencia por su buena predisposición, colaboración y amistad especialmente durante mi estadía en dicha universidad.
Agradezco a los jurados designados que evaluaron esta tesis Héctor Ostera, Patricia Sruoga e Iván Petrinovic, por su buena predisposición y porque sus sugerencias y comentarios fueron enriquecedoras tanto para este trabajo como para lo que continua.
Es importante para mí destacar la ayuda y dedicación de muchas personas de esta Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, que aportaron a mi formación con sus conocimientos y a este trabajo en particular facilitando materiales, instalaciones y la posibilidad de realizar análisis en sus respectivos laboratorios. Entre ellos, especialmente a María do Santos Afonso y los chicos del laboratorio de Química de Aguas (José Luis, Alcira y Romina) por las horas de análisis que me han aguantado allí y la permanente buena predisposición para toda duda o requerimiento que surgiera, y también a Horacio Bogo y la gente del laboratorio de Cromatografía Gaseosa e Iónica, todos ellos del INQUIMAE. Agradezco también la colaboración de Ana Fazio del laboratorio de Análisis de Rocas del departamento de Ciencias Geológicas por su buena predisposición para atender mis dudas y colaborar con el preparado de materiales previo a las campañas.
Para la realización de este trabajo fue necesario la realización de numerosas campañas a la región de Caviahue y Copahue, donde muchas personas han aportado enormemente y continúan haciéndolo, conmigo y mis compañeros, con su colaboración y buena predisposición para el desarrollo de nuestros trabajos de investigación. Entre ellos quiero destacar a Rubén y Patricia y los amigos del Refugio de Caniche en la localidad de Caviahue, y a Ana Monaterio del Ente de Termas en la localidad de Copahue por su apoyo, colaboración y amistad.
En el plano personal quiero resaltar mi agradecimiento a la carrera por las amistades que me ha permitido hacer, los compañeros con quienes compartimos la carrera, los pasillos y los fines de semana de futbol, y varios docentes también. Quiero agradecer especialmente a mis compañeros de oficina y del GESVA, a Cintia con quien arrancamos juntos desde hace ya más de 7 años, y a los que en distintas etapas han estado y participado en distintas campañas, Pablo, Gabriel, Nico, Ernesto y Sebastián.
A mi familia, los de Río Negro y los de acá de Buenos Aires, mis viejos, mis tíos, mis abuelas, mis hermanas y mis primos, por su cariño, confianza y porque han sido un permanente apoyo para todo lo que he encarado en mi vida. A la familia Vélez y la familia en La Pampa, porque sin darme cuenta nos hemos transformado en familia y me han hecho sentir uno más de ellos.
Y finalmente mi más grande agradecimiento para Laura, por su amor, por su aguante, por estar siempre, y por formar parte y estar detrás de todo lo que logro llevar adelante.
ÍNDICE GENERAL MARIANO R. AGUSTO
RESUMEN ............................................................................................................................. I
ABSTRACT ......................................................................................................................... II
AGRADECIMIENTOS .................................................................................................... III
1. INTRODUCCIÓN ............................................................................................................ 1
1.1 Naturaleza del trabajo e implicancias de la investigación ............................................ 2
1.2 Objetivos ....................................................................................................................... 5
1.3 Ubicación del área de estudio ....................................................................................... 6
1.4 Características generales de la región de estudio .......................................................... 7
1.5 Clima ............................................................................................................................. 8
1.6 Estructura de la Tesis .................................................................................................... 9
2. MARCO REGIONAL .................................................................................................... 10
2.1 Marco Tectónico y Geología Regional ....................................................................... 11
2.1.1 Unidades Morfoestructurales Regionales .................................................................... 14
2.1.2 Evolución tectonoestratigráfica de la región............................................................... 20
2.2 Geología local ............................................................................................................. 24
2.2.1 Unidades volcanoestratigráficas del Complejo volcánico Copahue-Caviahue ...... 25
2.2.1.1 Formación Hualcupen ….……………………………………………………………………………………25
2.2.1.2 Secuencia volcánica Las Mellizas.……….…………………………………………………………………26
2.2.1.3 Ignimbritas Riscos Bayos..………………………………………………………………………………………28
2.2.1.4 Flujos de lava de Trolope.………….……………………………………………………………………………29
2.2.1.5 Secuencia volcánica Copahue…………………………………………………………………………………29
2.2.1.6 Domo Pucón Mahuida…...………………………………………………………………………………………32
2.2.1.7 Cerro Bayo……………………..………………………………………………………………………………………32
2.3 Historia eruptiva reciente del volcán Copahue ........................................................... 35
2.4 El sistema Volcánico-Magmático-Hidrotermal .......................................................... 36
ÍNDICE GENERAL MARIANO R. AGUSTO
2.4.1 El edificio volcánico ........................................................................................................ 36
2.4.2 Las áreas geotermales ...................................................................................................... 38
2.4.2.1 Termas de Copahue……….…………………………………………………………………………………………39
2.4.2.2 Las Máquinas………………...…………………………………………………………………………………………41
2.4.2.3 Las Maquinitas………..…….…………………………………………………………………………………………43
2.4.2.4 Anfiteatro………………….………………………………………………………………………………………………44
2.4.2.5 Chanco-co………………….…..…………………………………………………………………………………………45
3. MARCO TEÓRICO ....................................................................................................... 47
3.1 Las manifestaciones fluidas de los sistemas volcánicos y magmático hidrotermales 48
3.2 Evolución de los fluidos de los sistemas volcánicos y magmático hidrotermales ...... 51
3.2.1 Ingreso de volátiles al sist. profundo, desgasado magmático y reciclado ......... 52
3.2.2 Procesos que controlan la evolución química de los fluidos en ascenso ........... 59
3.2.2.1 Procesos que controlan el potencial redox y la acidez ............................... 61
3.2.2.2 Relación agua/roca y el tiempo de residencia de los fluidos ...................... 71
3.3 Los componentes mayoritarios de la fase fluida (gases y aguas) ............................... 73
3.3.1 Compuestos reactivos, conservativos y concepto de movilidad ....................... 74
3.3.2 Origen y contenidos relativos del N2 ................................................................. 75
3.3.3 Origen y contenidos relativos del Ar y He ........................................................ 77
3.3.4 Origen y contenidos relativos del Ne ................................................................ 81
3.3.5 Origen y contenidos relativos del H2O .............................................................. 82
3.3.6 Origen y contenidos relativos del CO2 .............................................................. 85
3.3.7 Origen y contenidos relativos de CH4 y CO ...................................................... 88
3.3.8 Origen y contenidos relativos de hidrocarburos (HC) ....................................... 91
3.3.9 Origen y contenidos relativos de las especies de S (SO2 y H2S) ....................... 94
3.3.10 Origen y contenidos relativos de Cl y otros halógenos ................................... 99
ÍNDICE GENERAL MARIANO R. AGUSTO
3.3.11 Composición de la fase líquida de las manifestaciones .................................... 101
3.3.11.1 Aniones ............................................................................................................... 103
3.3.11.2 Cationes .............................................................................................................. 106
4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS ................................................. 109
4.1 Consideraciones Generales ....................................................................................... 110
4.2 Metodologías e instrumental de muestreo ................................................................ 110
4.2.1 Muestreo de emisiones gaseosas ..................................................................... 111
4.2.1.1 Ampollas de muestreo .............................................................................. 111
4.2.1.2 Preparación y carga de la solución alcalina .............................................. 112
4.2.1.3 Descripción del muestreo con ampollas ................................................... 113
4.2.1.4 Muestreo de fase gaseosa en fumarolas .................................................... 114
4.2.1.5 Muestreo de gases en aguas burbujeantes ................................................ 118
4.2.2 Fase líquida ...................................................................................................... 120
4.3 Metodologías e instrumental de análisis ................................................................... 121
4.3.1 Análisis de las emisiones gaseosas .................................................................. 122
4.3.1.1 Análisis de los compuestos de fase gaseosa en las ampollas ................... 122
4.3.1.2 Análisis de los compuestos gaseosos en la fase líquida de la ampolla ..... 126
4.3.1.3 Análisis de los compuestos gaseosos en la fase sólida de la ampolla ...... 127
4.3.1.4 Análisis de los compuestos gaseosos condensados en fase líquida .......... 128
4.3.2 Reconstrucción de la composición original del gas......................................... 129
4.3.3 Análisis de isótopos de las emisiones gaseosas ............................................... 130
4.3.3.1 Determinación de isótopos de He y Ar en las emisiones gaseosas .......... 130
4.3.3.2 Determinación de isótopos de C en CO2 .................................................. 131
4.3.4 Análisis de aguas ............................................................................................. 131
4.3.5 Análisis de isótopos en agua ............................................................................ 131
ÍNDICE GENERAL MARIANO R. AGUSTO
4.3.5.1 Determinación de isótopos de 18O/
16O y 2H/1H en aguas y condensados 131
5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA ......................................................................... 133
5.1 La composición de las emisiones gaseosas ............................................................... 134
5.1.1 Descripción de la composición química de las emisiones gaseosas .................. 134
5.1.2 Descripción de la composición isotópica de las emisiones gaseosas ................ 139
5.2 Análisis y caracterización de las emisiones gaseosas ............................................... 139
5.2.1 Análisis de la composición química de las emisiones gaseosas ......................... 141
5.2.2 Análisis de la composición isotópica de la fase gaseosas ................................. 155
6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA .......................................................................... 162
6.1 La composición de la fase líquida (aguas superficiales) ........................................... 163
6.1.1 Descripción de la composición química de las aguas superficiales ................... 163
6.1.2 Descripción de la composición isotópica de las aguas superficiales ................. 168
6.2 Análisis y caracterización de la fase líquida ............................................................. 169
6.2.1 Análisis de la composición química de las aguas superficiales.......................... 170
6.2.2 Análisis de la composición isotópica de las aguas superficiales ....................... 184
7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO ..................................................... 188
7.1 Evolución de la composición de las aguas a lo largo del SVH ................................. 190
7.2 Variaciones temporales de la composición de las aguas del SVH ............................ 195
7.3 Modelo conceptual del sistema volcánico-magmático-hidrotermal ......................... 214
7.4 Discusión intervalo AT – correlación con sismología y deformación ...................... 217
8. CONCLUSIONES ........................................................................................................ 222
REFERENCIAS ............................................................................................................... 247
ANEXOS
INDICE FIGURAS MARIANO R. AGUSTO
CAPÍTULO 1 – INTRODUCCIÓN
Figura 1.01 Ubicación del área de estudio .......................................................................... 7
CAPÍTULO 2 – MARCO REGIONAL
Figura 2.01 Marco tectónico regional ............................................................................... 12
Figura 2.02 Detalle de la Zona Volcánica Sur .................................................................. 14
Figura 2.03 Principales unidades morfoestructurales de la región ................................... 16
Figura 2.04 Anomalía astenosférica en torno a los 38°S .................................................. 24
Figura 2.05 Columna estratigráfica local .......................................................................... 33
Figura 2.06 a) Mapa Geológico b) Esquema estructural .................................................. 34
Figura 2.07 Fotografía del edificio volcánico y vertientes ............................................... 37
Figura 2.08 Mapa de la localidad de Copahue .................................................................. 39
Figura 2.09 Fotografía del área geotermal Termas de Copahue ....................................... 40
Figura 2.10 Fotografía del área geotermal Las Máquinas ................................................ 42
Figura 2.11 Fotografía del área geotermal Las Maquinitas .............................................. 43
Figura 2.12 Fotografía del área geotermal Anfiteatro ...................................................... 44
Figura 2.13 Fotografía del área geotermal Chancho-co .................................................... 46
CAPÍTULO 3 – MARCO TEÓRICO
Figura 3.01 Esquema idealizado de un sistema volcánico hidrotermal ............................ 49
Figura 3.02 Efectos de la exsolución de vapor en la composición de volátiles ................ 53
Figura 3.03 Valores de RH para gases de alta temperatura ............................................... 63
Figura 3.04 Buffer redox en sistema hidrotermal líquido dominado ................................ 65
Figura 3.05 Diagrama de control de acidez en función de temperatura ........................... 68
Figura 3.06 Contenidos relativos de N2, He y Ar ............................................................. 79
Figura 3.07 Diagrama ternario Ar-N2/100-1000Ne para volcán Turrialba ....................... 82
Figura 3.08 Valores de Deuterio en sistemas de subducción ............................................ 85
INDICE FIGURAS MARIANO R. AGUSTO
Figura 3.09 Contenidos relativos de H2O, CO2 y He ........................................................ 87
CAPÍTULO 4 – METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS
Figura 4.01 Fotografías de ampollas para el muestreo de gases ..................................... 112
Figura 4.02 Fotografía de bomba de vacío ..................................................................... 113
Figura 4.03 a) Esquema de muestreo en fumarolas de alto flujo b) Fotografía .............. 116
Figura 4.04 a) Esquema de muestreo en fumarolas de baja T° b) Fotografía ................. 117
Figura 4.05 a) Esquema de muestreo de condensados b) Fotografía .............................. 118
Figura 4.06 a) Esquema de muestreo en aguas burbujeantes b) Fotografía .................... 119
Figura 4.07 Envases para el muestreo de aguas .............................................................. 121
CAPÍTULO 5 – ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA
Figura 5.01 Cuadro de referencias .................................................................................. 140
Figura 5.02 Diagrama H2S-CO2-HCl .............................................................................. 141
Figura 5.03 Diagrama 10He-N2/100-Ar ......................................................................... 143
Figura 5.04 Diagrama 1000Ne-O2/10-Ar ....................................................................... 145
Figura 5.05 Diagrama 1000Ne-N2/100-Ar ..................................................................... 147
Figura 5.06 Diagrama 100He-N2(exc)-CH4 ...................................................................... 148
Figura 5.07 Diagrama 1000He-N2(exc)-CO2/100 ............................................................. 150
Figura 5.08 Diagrama Aromáticos-Alquenos*10-Alcanos ............................................. 151
Figura 5.09 Diagrama H2S/CO2 vs C6H6/CH4 ................................................................ 153
Figura 5.10 Diagrama 3He*106 – N2 – 4He*2 ................................................................. 156
Figura 5.11 Diagrama δ13C-CO2 vs CO2/ 3He ................................................................ 159
CAPÍTULO 6 – ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA
Figura 6.01 Cuadro de referencias .................................................................................. 169
Figura 6.02 Diagrama ternario SO4-Cl-HCO3 ................................................................ 170
Figura 6.03 Diagrama binario SO4-Cl ............................................................................ 176
INDICE FIGURAS MARIANO R. AGUSTO
Figura 6.04 Diagrama ternario F-SO4/Cl-NH4 ................................................................ 178
Figura 6.05 Diagrama ternario Mg-Ca-Na+K ................................................................ 180
Figura 6.06 Diagrama binario δ18O – δ2H ...................................................................... 185
Figura 6.07 Diagrama binario δ18O - Cl ......................................................................... 187
CAPÍTULO 7 – SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO
Figura 7.01 Recorrido del sistema volcánico - hidrológico ............................................ 191
Figura 7.02 Variación de conductividad y pH a lo largo del río Agrio .......................... 194
Figura 7.03 Fotografías de la evolución de la laguna cratérica ...................................... 196
Figura 7.04 Salinidad de las aguas de los miembros que constituyen el SVH ............... 197
Figura 7.05 Esquema zonado del sistema cráter - vertientes .......................................... 198
Figura 7.06 Salinidad Cráter ........................................................................................... 199
Figura 7.07 Salinidad Vertientes ..................................................................................... 200
Figura 7.08 Salinidad río Agrio ...................................................................................... 201
Figura 7.09 Aniones/ SO4 y Cationes/SO4 para SVH ..................................................... 202
Figura 7.10 Dibujo del volcán Copahue durante la erupción de 1992 ............................ 205
Figura 7.11 Anión/Cl y Catión/Cl para SVH .................................................................. 206
Figura 7.12 Variaciones de cationes en río Agrio ........................................................... 208
Figura 7.13 Variaciones de Mn y B en río Agrio ........................................................... 209
Figura 7.14 Variaciones de aniones en río Agrio ........................................................... 211
Figura 7.15 Precursores .................................................................................................. 213
Figura 7.16 Mapa de velocidad de deformación por interferometría diferencial ........... 215
Figura 7.17 Modelo conceptual del sistema volcánico-magmático-hidrotermal ............ 219
INDICE TABLAS MARIANO R. AGUSTO
Tabla 4.1 Especies orgánicas y tiempos de retención ..................................................... 125
Tabla 4.2 Métodos analíticos para gases condensados ................................................... 128
Tabla 4.3 Método analítico para fases líquidas ............................................................... 128
Tabla 7.1 Ubicación del área de estudio ......................................................................... 190
ANEXOS
Tabla A.1 Temperatura de emisión (°C) y composición química de las emisiones
gaseosas de las distintas áreas geotermales.
Tabla A.2 Temperatura de emisión (°C) y composición isotópica de las emisiones
gaseosas seleccionadas de las distintas áreas geotermales. δ13C en CO2 (‰
V-PDB).
Tabla A.3 Temperatura de emisión (°C) y composición química en base anhidra (gas
seco) de las emisiones gaseosas de las distintas áreas geotermales.
Tabla B Temperaturas de emisión (° C), valores de pH y conductividad (SC, mS/cm),
composición química e isotópica (δ18O y δD, ‰V-SMOW) de las distintas aguas
de la región.
Tabla C Datos de temperatura media anual máxima y mínima (°C) y precipitaciones
mensuales para el intervalo 2003-2007.
CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN MARIANO R. AGUSTO
1
CAPÍTULO 1.
INTRODUCCIÓN
テワ ユヴヵユ ヤモヱíヵヶロヰ リワヵンヰュヶヤヵヰンリヰ ヴユ ヱンユヴユワヵモワ ロモヴ ヤモンモヤヵユンíヴヵリヤモヴ
generales del estudio desarrollado, los objetivos principales y
ユヴヱユヤíョリヤヰヴ, y se describe la estructura de la tesis. Se describen
ヵモヮャリéワ ロモヴ ヤモンモヤヵユンíヴヵリヤモヴ ヨユワユンモロユヴ ュユ ロモ ンユヨリóワ ュヰワュユ ヴユ ンユモロリコ゚ó ユロ
presente trabajo.
CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN MARIANO R. AGUSTO
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1.1.- Naturaleza del trabajo e implicancias de la investigación
En la actualidad la volcanología es una disciplina que cuenta con especialistas de
diferentes ramas, que dedican su trabajo al estudio integral de un volcán, aplicando
conocimientos de Geología, Sismología, Geoquímica, entre otros. En dicho estudio, los
métodos geoquímicos fueron incrementando su reputación debido a que permiten determinar
las características de los cuerpos magmáticos someros, su relación con el ambiente de
generación magmático profundo, e identificar variaciones en el grado de actividad del sistema
en general. Actualmente, a pesar de la gran cantidad de volcanes a lo largo de la cordillera de
los Andes, pocos son los volcanes activos andinos que están siendo vigilados y la mayoría de
ellos no han sido estudiados desde el punto de vista geoquímico.
En el año 2000 la erupción del volcán Copahue sorprendió a los pobladores de la
cercana localidad de Caviahue, por la falta de información y seguimiento de las condiciones
de actividad del edificio volcánico (Delpino y Bermúdez 2002; Naranjo y Polanco 2004).
Desde el 2000 algunos grupos de investigación se dedicaron al estudio de los productos
volcánicos, pero no al análisis y seguimiento de las señales de actividad volcánica del sistema
(sismología, geoquímica, deformación, etc.). En este sentido, desde el año 2004 se está
trabajando en el tema en forma multidisciplinaria en los distintos campos de la volcanología.
Entre estos, se ha puesto especial atención en la disciplina que involucra a la geoquímica de
las manifestaciones de fluidos volcánicos (gases fumarólicos y aguas termales), debido a que
el estudio de estas emisiones permite caracterizar el estado del sistema y dar un aporte
invalorable en el seguimiento periódico de los volcanes activos (Giggenbach y Glover 1975;
Takano 1987; Brown et al. 1991, Rowe et al. 1992; Varekamp et al., 2000; entre otros).
Los fluidos representan el medio de reacción por excelencia, que permite que los
componentes de un sistema interactúen entre sí y sean transportados para interactuar con los
de otros sistemas (Ellis y Mahon, 1977; Giggenbach, 1997). Desde el temprano desarrollo de
la geoquímica aplicada al conocimiento de la naturaleza, se señalaba la importancia de este
medio con una frase que decía “muy poco sucedería si no hubiera fluidos” (Agricola, 1556).
Durante los siglos XVIII y XIX ya se reconocía que los componentes volátiles (especialmente
H2O y CO2), desempañaban un rol fundamental en el ascenso de magmas a superficie y en la
generación de erupciones explosivas (Dolomieu, 1788; Spallanzani, 1792; Sainte-Claire
Deville, 1856). A principios del siglo XX, el volcanólogo T.A. Jaggar, fundador del Hawaiian
Volcano Observatory, daba testimonio de la importancia de los gases magmáticos en el
control de los fenómenos volcánicos explosivos (Jaggar, 1940). Actualmente, desde el estudio
CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN MARIANO R. AGUSTO
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de las Ciencias de la Tierra, se identifica a la presencia de fluidos como uno de los factores
más importantes que controlan el desarrollo de los procesos, a escalas que van desde la micro
a la macro geología.
En el caso particular del volcán Copahue (37°45.35‟ S, 71°11‟ O), este edifico
representa el actual centro de actividad del Complejo Volcánico Copahue-Caviahue (CVCC),
que conforma la depresión de Caviahue, denominada Caldera del Agrio o Caviahue por
distintos autores, cuya dinámica y manifestaciones se encuentran controladas por un
importante sistema volcánico-magmático-hidrotermal (Pesce, 1989; JICA, 1992; Mas et al.,
1996; Martini et al., 1997; Linares et al., 1999; Folguera y Ramos, 2000; Panarello, 2000;
Varekamp et al., 2006; Melnick et al., 2006; entre otros). La actividad de este sistema se
refleja no solo a través del edificio volcánico, sino también mediante numerosas áreas
geotermales que se manifiestan (con emisiones gaseosas y aguas termales) dentro del
mencionado complejo volcánico. De esta manera, el estudio de los fluidos desempeña un
papel fundamental para la caracterización y entendimiento de la dinámica del sistema general.
Entre las distintas disciplinas relacionadas al estudio de fluidos en ambientes
volcánicos y geotermales, la geoquímica de fluidos resulta la más adecuada para la
determinación de sus características, origen y evolución, mediante la evaluación de los datos
de la composición química (tanto orgánica como inorgánica) e isotópica de los mismos
(Giggenbach, 1980; Symmonds et al., 1994; Giggenbach, 1997; Chiodini y Marini, 1998;
Arnorsson, 2000). Así, la geoquímica de fluidos brinda información sobre la “historia del
fluido” en consideración, desde su formación hasta su emisión en superficie.
La principal ventaja de este campo de la geoquímica, con respecto a otras disciplinas
dedicadas a estudio del ambiente desde donde se produce la emisión del fluido, reside en que
se basa en el estudio de productos que están siendo emitidos en el mismo momento del
muestreo. De esta forma, evaluando el caso de sistemas volcánicos, mediante la geoquímica
de fluidos se puede conocer el estado de actividad actual del sistema, situación que no es
posible con otras disciplinas como la mineralogía, petrología o sedimentología de material
piroclástico, ya que trabajan sobre material emitido cuando menos en tiempos históricos (sino
miles a millones de años), entregando solo información de las condiciones existentes cuando
esos productos fueron emitidos. En este sentido, la frecuencia de emisión de fases sólidas
volcánicas, lavas y piroclastos, es mucho menor comparado con la continua emisión de gases
y aguas termales que manifiestan gran parte de los centros volcánicos activos. De hecho, el
CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN MARIANO R. AGUSTO
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objetivo final en la mayoría de los casos, es justamente prever a través de los fluidos el arribo
de fases sólidas, es decir, el evento eruptivo.
Tomando en consideración lo planteado, la geoquímica de fluidos se transforma en
una herramienta fundamental para la comprensión de los procesos involucrados en la
generación y transporte de los fluidos emitidos desde sistemas volcánico y geotermales, y por
lo tanto primordiales para el conocimiento del sistema en general y su aplicación a trabajos de
monitoreo. Además, cabe destacar que la importancia de este campo de la volcanología se
multiplica cuando se relacionan las variaciones del registro geoquímico con la sismicidad y la
deformación del edificio volcánico.
No se hallan antecedentes relacionados a este tema específico en el país, salvo unos
pocos trabajos realizados entre los que se destacan lo efectuado por Martini et al. (1997),
Panarello (2000), Mas et al. (2000) y una serie de informes inéditos pertenecientes al Ente
Provincial de Termas de la provincia de Neuquén, en todos los casos aplicados al estudio
geotérmico en áreas aledañas al volcán Copahue. Con respecto a la geoquímica del sistema
hidrotermal, asociado al edificio volcánico, Varekamp et al. (2001 y 2004) realizaron estudios
pero nuevamente sin una aplicación tendiente al análisis y seguimiento de señales que
indiquen reactivaciones del sistema volcánico.
Para desarrollar un trabajo tendiente a establecer un seguimiento de la actividad
volcánica, el estudio debe plantearse en dos líneas: conocer al volcán a través de su historia
eruptiva y establecer la fase de actividad actual mediante estudios sismológicos y
geoquímicos, entre otros. Cuando un volcán está en reposo, la mayor parte de la actividad se
debe a la circulación de los gases a través del sistema de fracturas, mezclándose con aguas
meteóricas o subterráneas originando acuíferos hidrotermales, fumarolas, etcétera. Así, las
características químico-físicas de las emisiones de gas y de las aguas termales que
observamos en estos ambientes, no son otra cosa que el resultado de una larga serie de
interacciones de tipo sólido-líquido, sólido-gaseoso y líquido-gaseoso, entre los componentes
profundos (magmáticos y roca hospedante) y superficiales (hidro-atmosféricos). Cuando hay
perturbaciones del sistema, este se manifiesta generalmente mediante una serie de eventos y
señales que involucran variaciones en la composición química de los fluidos que arriban a
superficie (gases y aguas).
El gran desafío de la geoquímica de fluidos en estos días, es la comprensión de los
procesos y factores que intervienen y condicionan la dinámica particular de cada sistema
activo, buscando las claves que permitan utilizar las variaciones producidas en la química de
CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN MARIANO R. AGUSTO
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los fluidos, para trabajos de seguimiento y monitoreo el sistema en forma conjunta con otras
disciplinas volcanológicas. Contribuyendo así, en la detección anticipada de señales anómalas
que puedan ser aplicados como precursores eruptivos para brindar alertas tempranas de
actividad volcánica.
En relación con lo presentado, se plantean para el área de estudio una serie de
interrogantes fundamentales para la comprensión del comportamiento de los fluidos en
particular y del sistema volcánico-magmático-hidrotermal en general que alimenta las
manifestaciones de la zona en cuestión: ¿qué procesos controlan el origen y naturaleza de los
fluidos en las distintas áreas con manifestaciones de la región (volcán Copahue y áreas
geotermales)?, ¿cómo operan estos procesos en la dinámica del sistema general?, ¿como
afectan el estado de actividad del sistema?, ¿son indicadores de cambios en el estado de
actividad? En el caso que sean indicadores de cambios en el estado de actividad ¿es posible
determinar un patrón de comportamiento estable, a partir del cual identificar cambios
significativos del estado de actividad?, ¿estos cambios, se pueden correlacionar con señales
identificadas mediante otras disciplinas? En relación con las características geológicas del
área ¿qué relación existe entre los controles geológicos locales (estructurales y petrológicos) y
las emisiones?, ¿y con los regionales, marco tectónico y el ambiente profundo de generación
de magmas?
De acuerdo con los interrogantes planteados, el presente trabajo de Tesis Doctoral
tratará sobre el estudio para la caracterización y seguimiento de las manifestaciones fluidas de
la región del volcán Copahue, mediante técnicas geoquímicas para la evaluación de fluidos
volcánicos y geotermales.
1.2.- Objetivos
Para el presente trabajo de Tesis Doctoral se pueden destacar un objetivo general, y
una serie de objetivos específicos asociados al principal.
Como objetivo principal de esta tesis se identifica:
Caracterizar las emisiones fluidas volcánicas e hidrotermales del Complejo Volcánico
Copahue-Caviahue, evaluando su aplicación para trabajos de seguimiento.
CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN MARIANO R. AGUSTO
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Como objetivos específicos se indican:
- determinar el origen y naturaleza de los constituyentes del fluido de los distintos tipos
de manifestaciones de la región y los procesos actuantes que controlan su composición.
- identificar los distintos subsistemas que conforman el sistema volcánico-magmático-
hidrotermal general y el tipo de interacción existente entre ellos.
- evaluar la relación entre los controles geológicos (estructurales y petrológicos) de la
zona y las características de las emisiones.
- evaluar la relación existente entre el sistema magmático somero y el ambiente
profundo de generación magmática, teniendo en consideración el esquema geotectónico
regional.
- determinar un patrón de comportamiento del sistema a partir del cual identificar
anomalías asociadas a perturbaciones del mismo, correlacionando eventos del sistema con
variaciones geoquímicas y señales identificadas mediante otras disciplinas.
- establecer una línea de base (datos e información) que pueda ser utilizada en futuros
trabajos de monitoreo.
1.3.- Ubicación del área de estudio
El área de estudio que conforma el Complejo Volcánico Copahue-Caviahue, es
conocido como Caldera del Agrio o Caviahue. Esta zona se encuentra situada en el sector NO
de la provincia de Neuquén dentro del departamento de Ñorquin, cuya ciudad cabecera es El
Huecú, con una población total de 4.628 habitantes, según el censo de 2001. El área de
estudio forma parte del Parque Provincial Copahue que limita hacia el oeste con la República
de Chile (Fig. 1.1). El volcán Copahue particularmente, se encuentra ubicado en el borde
oeste de la caldera y del parque provincial, en la frontera con Chile.
Dos localidades se encuentran ubicadas dentro del área de estudio, Caviahue y
Copahue. Ambas son villas turísticas con una población estable de 475 habitantes según datos
del INDEC del 2001. Caviahue es una población estable situada a orillas del lago homónimo,
a una altitud de alrededor de 1.660 m s.n.m, y a unos 8 km al este del volcán Copahue. Por
otro lado, la villa de Copahue es un complejo termal que no permanece abierto todo el año, y
se sitúa a unos 5 km hacia el NE del volcán homónimo, a una altitud aproximada de 2.000 m
s.n.m. El acceso y explotación de esta villa se realiza solo entre los meses de noviembre y
CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN MARIANO R. AGUSTO
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abril, debido a que durante los restantes meses del año la zona es cubierta en su totalidad por
las precipitaciones níveas.
Figura 1.1 - Mapa de ubicación del área de estudio.
1.4.- Características generales de la región de estudio
La zona en la que se desarrolló el presente trabajo se ubica dentro de la depresión de
Caviahue, el accidente topográfico más significativo de la región. Esta depresión o bajo,
presenta 21 km de largo por 15 km de ancho y una profundidad variable que oscila entre los
400 m en el sector SE hasta 700 m en el norte. El piso de la misma, en su porción más baja, se
encuentra a una altitud de 1.500 m s.n.m. con una serie de desniveles considerables como lo
son los cerros Chancho-Co (~2.400 m s.n.m.), Mesa y Las Máquinas.
El rasgo más significativo de la depresión es el edificio del volcán Copahue
(37°45.35‟ S, 71°11‟ O), que se encuentra ubicado en el extremo suroeste y cuya altitud ronda
los 2.997 m s.n.m. En la cima presenta un cráter activo de unos 300 m de diámetro que se
caracteriza por alojar un lago cratérico de extrema acidez y alta temperatura, alimentado
esencialmente por un ventisquero que llega hasta él desde el lado chileno. Su coloración gris
verdosa es interrumpida por la presencia de azufre líquido amarillo verdoso, que se encuentra
CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN MARIANO R. AGUSTO
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como una fase sobrenadante. El volcán Copahue es un volcán activo, cuyo último evento
eruptivo se registró en julio del año 2000.
Otras expresiones relacionadas con la actividad magmática de la región son una serie
de áreas con manifestaciones geotermales (Las Máquinas, Las Maquinitas, Termas de
Copahue, Chancho-Co y Anfiteatro), también ubicadas dentro de la depresión y que en
algunos casos han sido aprovechadas turísticamente debido a sus propiedades terapéuticas. En
relación con esto último, en el año 1937 se crea la Reserva Nacional Copahue, bajo la
jurisdicción de Parque Nacionales, pasando luego, en el año 1950, a manos de la Comisión
Nacional de Energía Atómica. En el año 1963, bajo el decreto/ley nº 0386, se crea el Parque
Provincial de Copahue a fin de preservar las características naturales de este lugar. Hoy día el
parque cuenta con alrededor de 27.000 ha., 30% de las cuales no se encuentran sobre terrenos
fiscales, sino privados.
Las características de la zona ha motivado el avance de exploraciones tendientes a
desarrollar el aprovechamiento de energía geotérmica. De acuerdo con esto, se han perforado
cuatro pozos profundos, en un área ubicada a 6 km al NE del volcán Copahue en torno a la
laguna Las Mellizas, entre las localidades de Copahue y Caviahue. Los pozos mencionados
superan los 1000 metros de profundidad, siendo el COP-1 el más profundo (1414 metros). El
último de ellos fue perforado en el curso del proyecto “Northern Neuquén Geothermal
Development Project” llevado a cabo por el Ente Provincial de Energía del Neuquén (EPEN)
y Japan International Cooperation Agency (JICA). Estos pozos exploratorios permitieron
confirmar la presencia de un reservorio vapor-dominado por debajo de una profundidad
promedio de 800 metros. En el pozo COP-1 se encuentra instalada una planta geotérmica a
escala piloto, que fue la primera de Sudamérica y que produjo 640 Kw/h durante su
funcionamiento entre los años 1986 y 1998.
1.5.- Clima
El clima de la región es un dato importante a considerar para el análisis del
comportamiento de las manifestaciones fluidas del sistema en general. El clima de la región es
el típico de la cordillera patagónica, con una tasa de precipitaciones que supera los 2000 mm
anuales, aunque se producen fundamentalmente en forma nívea entre los meses de abril y
octubre. La temperatura media anual es de 7º C aproximadamente, con temperaturas que
rondan los 25º C en verano (con grandes amplitudes térmicas) y hasta -14º C en invierno. Los
CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN MARIANO R. AGUSTO
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vientos predominantes son del oeste, con velocidades medias de 21 m/s, pero se han
registrado valores de hasta 35 m/s (AICRNLN, 2007).
1.6.- Estructura de la tesis
La estructura de la Tesis ha sido diagramada de manera tal que favorezca la
comprensión y evolución de la información obtenida en el trabajo desarrollado.
Se presenta inicialmente en el presente capítulo una descripción de la problemática a
abordar y del área involucrada (Capítulo 1); luego se desarrolla una síntesis de la evolución y
las características geológicas de la región para contextualizar los estudios geoquímicos del
área bajo análisis, y enmarcar el complejo volcánico en el esquema tectónico regional
(Capítulo 2).
A continuación se desarrolla el marco teórico (Capítulo 3) enfocado a sentar las bases
del estudio de las fases fluidas, tanto líquidas como gaseosas, realizado durante el trabajo. El
trabajo se llevó adelante mediante el muestreo directo de aguas y gases, las metodologías e
instrumental utilizados para el muestreo y análisis de los fluidos son descriptas en detalle en el
Capítulo 4.
Posteriormente se realiza la descripción de los datos obtenidos, y la evaluación y
caracterización composicional de las distintas manifestaciones gaseosas y líquidas (Capítulos
5 y 6, respectivamente) de la región. Luego, a partir de los resultados obtenidos en los
capítulos de evaluación general mencionados, se realiza un seguimiento del sistema más
estrechamente relacionado con la actividad del volcán Copahue, se correlaciona con las
señales obtenidas mediante otras disciplinas, y se desarrolla un modelo geoquímico
conceptual del sistema general (Capítulo 7).
Finalmente, los resultados obtenidos más relevantes y las conclusiones del trabajo son
detallados en el Capítulo 8.
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
10
ツAパÍフブネバ 2.
ノAビツバ トテバネÓトナツバ
テワ ユヴヵユ ヤモヱíヵヶロヰ ヴユ ュユヴヤンリャユワ ロヰヴ ヱンヰヤユヴヰヴ ヲヶユ ロロユカ゚モンヰワ モロ ュユヴモンンヰロロヰ
ュユロ ヴリヴヵユヮモ カ゚ヰロヤáワリヤヰ ャモルヰ モワáロリヴリヴ, ユロ モヮャリユワヵユ ヵユヤヵóワリヤヰ ケ゚ ロモ ユカ゚ヰロヶヤリóワ
ュユロ ヮリヴヮヰ. テロ ヱンリワヤリヱモロ ヰャルユヵヰ ユヴ ヴリヵヶモンワヰヴ ユワ ユロ ヤヰワヵユク゚ヵヰ ュユ ョヰンヮモヤリóワ
ヲヶユ ヤヰワュリヤリヰワó ロモヴ ヤモンモヤヵユンíヴヵリヤモヴ ュユ ロヰヴ ョロヶリュヰヴ, ケ゚ ヤヰヮヱンユワュユン ロモヴ
particularidades de las distintas unidades que van a interactuar con
estos fluidos en su ascenso a superficie.
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
11
2.1.- Marco Tectónico y Geología Regional
El Complejo Volcánico Copahue-Caviahue (CVCC: 37,9ºS-71,2ºW) conforma el
rasgo geomorfológico conocido como Caldera del Agrio o Caviahue, y se encuentra
localizado en la provincia de Neuquén sobre la Cordillera de los Andes en el límite con Chile.
La cordillera de los Andes al sur del codo de Arica (19ºS), puede ser dividida en tres
grandes segmentos en función de la presencia o no de apilamiento orogénico en el retraarco
durante el Neógeno-Cuaternario (Gansser, 1973; Mpodozis y Ramos, 1989; Dewey y Lamb,
1992; Kley et al., 1999): los Andes centrales australes (19-36ºS); los Andes patagónicos
septentrionales (39-45ºS); y los Andes patagónicos australes (47-54ºS). Según esta división, la
zona de estudio se ubica en la transición entre los Andes Centrales australes, con un valor de
elevación media de 3 km y hasta 800 km de ancho, y los Andes Patagónicos septentrionales
más bajos y angostos con elevación media de 1 km y 300 km de ancho. Los Andes
Patagónicos, a diferencia de los Centrales, están caracterizados por la ausencia de una
deformación Pliocena Cuaternaria propagada hacia el antepaís. La deformación Cuaternaria
en los Andes Patagónicos se localiza en la zona de intraarco, a lo largo del sistema de falla
Liquiñe-Ofqui (LOFZ) en forma paralela al arco. En los Andes Centrales, la deformación
generó un apilamiento orogénico y topografía que involucró en la cuña de deformación al
antepaís, generando en esas zonas altas tasas de acortamiento (Dewey y Lamb, 1992;
Cembrano et al., 2000; Folguera et al., 2003; Rosenau et al., 2006).
El ambiente tectónico desarrollado en la región está caracterizado por un margen
convergente formado por la subducción de la placa de Nazca por debajo de la placa
Sudamericana (figura 2.01), a una tasa de convergencia de aproximadamente 80 mm/año
durante los últimos 3 millones de años (Somoza, 1998). El espesor cortical en la región es
moderadamente grueso con 45 km aproximadamente, y se encuentra sobre una zona de
subducción de la placa de Nazca con una inclinación de 30° y un ángulo de convergencia
respecto al margen N80°E aproximadamente (DeMets et al., 1994; Tamaki, 1999; Bohm et
al., 2002; Luth et al., 2003).
En las primeras etapas de formación del orógeno Andino, la deformación cortical estuvo
dominada por un rifting extensional concentrado en la zona del arco y retroarco. Esta
extensión continuó probablemente hasta el Cretácico, permitiendo la formación de nueva
corteza oceánica tanto en los Andes del Norte como en los del Sur. La construcción de la
cadena montañosa responde al régimen ocurrido hacia finales del Cretácico, con un
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
12
significativo engrosamiento cortical. Este proceso es predominantemente resultado del
acortamiento cortical ortogonal, siendo una componente menor (< 10%) la adición cortical via
volcanismo (Stern, 2004; Allmendinger y Jordan, 2004). El ascenso producto de
adelgazamiento de la litósfera también pudo contribuir a la topografía actual de los Andes.
Figura 2.01 - Marco tectónico regional, relación entre las placas de Nazca, Sudamericana y
Antártica y tasas de convergencia (modificado de Stern 2004).
El arco volcánico Andino se extiende a lo largo del margen occidental del continente
Sudamericano desde los 5°N hasta los 55°S, y está constituido por más de 200 volcanes
cuaternarios (fig. 2.01). Este volcanismo ocurre en cuatro zonas discretas dentro de la
relativamente continua cadena Andina (Stern, 2004), que están controladas por la geometría
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
13
de la subducción de la placa de Nazca. El ángulo de subducción varía significativamente a lo
largo del límite de la placa Sudamericana. Estas variaciones están relacionadas principalmente
a la flotabilidad, el espesor y la edad de la losa (Gutscher, 2002). La subducción de rasgos
topográficos de la placa de Nazca como por ejemplo las dorsales de Juan Fernández y Nazca
pueden también afectar la segmentación (Jordan et al., 1983).
Las cuatro regiones a lo largo de los Andes donde el ángulo de subducción de la placa
de Nazca permite el desarrollo de volcanismo en la superficie son: la Zona Volcánica Norte
(NVZ – 5°N-2°S), la Zona Volcánica Central (CVZ – 14-27°S), la Zona Volcánica Sur (SVZ
– 33-46°S) y la Zona Volcánica Austral (AVZ – 49-55°S) (fig. 2.01; Stern, 2004). De acuerdo
a las edades de las rocas y composición, la ZVN está constituida por material máfico y corteza
oceánica que fueron acrecionadas al continente durante el Mesozoico superior y comienzos
del Cenozoico, mientras que la SVZ/AVZ y CVZ se desarrollan en corteza silícea Paleozoica
y Proterozoica superior, respectivamente. Estas regiones también difieren en relación al
espesor cortical, desde 60-70 km en la CVZ, decreciendo hacia el norte y sur hasta los 40-45
km a los 7°S y cercana a 30-35 km por debajo de los 37°S.
De acuerdo con la caracterización geoquímica y petrológica, la zona de estudio forma
parte de la Zona Volcánica Sur (SVZ: 33,3º- 46ºS), que está caracterizada por emisiones
cuaternarias predominantemente basálticas a andesíticas (Hildreth y Moorbath, 1988), y está
localizada dentro de la provincia petrográfica central de la zona volcánica (37°-41°S)
(Hickey-Vargas et al., 1989). Sin embargo, es importante destacar que la caldera y el volcán
Copahue, se encuentran ubicados aproximadamente a 30 km al este del actual arco volcánico
Pleistoceno-Holoceno que presenta una tendencia N-S a NNE (fig. 2.02). El antiguo frente
volcánico, que se encontraba entre los 37°30´ y 39°30´S en la posición que actualmente se
encuentra la Caldera del Agrio con el volcán Copahue, se desarrolló durante el Plioceno y el
Pleistoceno temprano (Muñoz y Stern, 1988; Folguera et al., 2002; Melnick et al., 2006).
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
14
Figura 2.02 - Detalle de la Zona Volcánica Sur con los principales centros eruptivos (modificado de
Stern, 2004).
2.1.1- Unidades morfoestructurales regionales
En un corte latitudinal desde la zona de subducción por debajo de la plataforma
continental chilena hacia el antepaís en territorio argentino, a las latitudes que involucran el
área de estudio (entre los 37,5º y los 38,5º), pueden reconocerse las siguientes unidades
morfotectónicas (estructurales): en la región del antearco la Cordillera de la Costa y Valle
Central chileno; en la región del arco volcánico la Cordillera Principal en sus segmentos
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
15
Andes Patagónicos septentrionales y Andes Centrales Australes; y en el retroarco interno el
Alto de Copahue - Pino Hachado; Depresión de Loncopué; y la Faja Plegada y Corrida del
Agrio (fig. 2.03). Hacia el este de estas unidades con una intensa historia deformacional, se
encuentra el sector externo del retroarco caracterizado por el desarrollo regional de una
cuenca de antepaís que incluye tanto el sector de plataforma no deformado, como el de
antepaís fragmentado (Bracaccini, 1970; Ramos, 1978; Mosquera y Ramos, 2006).
A continuación se presenta una breve descripción de cada una de estas unidades,
poniendo énfasis en aquellas situadas en las regiones del arco y retroarco interno que se
encuentran asociadas a la zona de estudio.
- Cordillera de la Costa:
Corresponde a un alto de basamento desarrollado en forma paralela a la trinchera con
valores de altitud de hasta 1500 m. Se encuentra compuesta principalmente por rocas ígneas
paleoizoicas correspondientes al arco magmático paleozoico superior (Martin et al., 1999;
Wilner et al., 2000) y rocas metamórficas de alta presión y baja temperatura interpretadas
como correspondientes a un complejo acrecional de edad permo-triásica desarrollado a lo
largo del margen SE de Gondwana (Aguirre et al., 1972).
- Valle Central Chileno o Depresión Central:
Se encuentra ubicada entre la Cordillera de la Costa y la Cordillera Principal,
corresponde a una amplia zona de escaso relieve que concentra más de 3000 m de secuencias
sedimentarias continentales y volcánicas. Estas rocas representan depósitos consolidados
generados desde el Eoceno al Mioceno y se encuentran mayormente cubiertas por sedimentos
de edad Plio-Cuaternaria (Muñoz y Araneda, 2000; Jordan et al., 2001). Durante gran parte
del Terciario este sector se comportó como un graben tectónico, y se considera que se está
levantando por lo menos desde el Holoceno (Hervé y Ota, 1993).
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
16
Figura 2.03 - Unidades morfoestructurales de la región. ACA: Andes Centrales Australes. APS: Andes Patagónicos Septentrionales.
- Cordillera Principal:
A estas latitudes la Cordillera Principal representa la transición entre los segmentos
correspondientes a los Andes Patagónicos y Centrales mencionados anteriormente. Está
caracterizada por una cadena montañosa relativamente angosta, con alturas medias que
rondan los 2500 metros a los 38ºS y valores que decrecen gradualmente hacia el sur, con
espesores corticales que oscilan entre 30 y 35 km.
A lo largo de la misma se ubica el arco volcánico actual con una orientación
aproximada N-S, sin embargo entre los 38º-37º45´S el área presenta como particularidad el
desarrollo del lineamiento volcánico Callaqui-Copahue-Mandolegüe (Folguera y Ramos
2000), de orientación N60ºE aprox. Este lineamiento se extiende transversalmente desde el
actual frente del arco volcánico hacia el interior del retroarco a lo largo de 90 km,
conformando el complejo volcánico más extenso de la cordillera patagónica. Está conformado
por una serie de centros volcánicos coalescentes poligenéticos y monogenéticos: los volcanes
Callaqui y Copahue de 1 M.a. a la actualidad, un campo de lava monogenético de 1,6 a 0,8
M.a. localizado en el bajo Trolope, los domos Bayo y Trolope de 0,6 Ma, el estratovolcán
erodado Trolón de 0,6 Ma, la cordillera de Mandolegüe compuesta por estratovolcanes
cuaternarios parcialmente colapsados y un extendido campo basáltico monogenético hacia el
NO de la fosa Loncopué (Pesce, 1989; Linares et al., 1999; Ramos y Folguera, 1999, Melnick
et al., 2006). Dentro de este lineamiento, tal vez el rasgo más llamativo es el área de estudio
de este trabajo conocida como Caldera del Agrio o Caviahue, que involucra al volcán
Copahue, el bajo de Trolope y los domos mencionados arriba. Esta depresión de forma
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
17
rectangular de 15 por 20 km aproximadamente, ha sido interpretada como una zona de
trastensión controlada por la intersección de dos grandes lineamientos regionales: la zona de
falla Antiñir-Copahue (ACFZ) y la zona de falla Liquiñe-Ofqui (LOFZ).
En el lado norte de la caldera se halla el extremo inferior de la ACFZ, mientras que en
el extremo SO de la caldera se encuentra la falla Lomín perteneciente a la sección norte de la
LOFZ. El sector sur de la ACFZ se extiende desde el valle de Las Damas, localizado dentro
del retroarco en el lado este de las Andes hasta la caldera, y consiste de una serie de fallas de
transferencia que involucran estructuras transpresivas menores y depocentros transtensivos
mayores (Folguera et al., 2004). Por otro lado, el extremo norte de la LOFZ corresponde al
sistema trastensional de El Barco, cuya máxima expresión hacia el NE es el graben de Lomín
ubicado hacia el SO de la caldera y el volcán Copahue (Melnick y Folguera, 2001).
Estratigráficamente las unidades expuestas más relevantes en los Andes a estas
latitudes corresponden a una secuencia de depósitos volcaniclásticos continentales de edad
Oligocena superior a Mioceno inferior pertenecientes a las Formaciones Cura Mallín y
Mitrauquén de la cuenca Cura Mallín, y rocas volcánicas del Plioceno inferior pertenecientes
a la Formación Cola de Zorro (Vergara y Muñoz, 1982; Suárez y Emparán, 1995). Estas
unidades juntas poseen un espesor de 2500 m y están separadas por una disconformidad
angular visible en varias localidades a lo largo de la cadena montañosa indicando un periodo
de deformación significativo en el Mioceno superior de los Andes a estas latitudes (Niemeyer
y Muñoz, 1983). El basamento está compuesto por granitoides Jurásicos a Neógenos hacia el
oeste (Mpodozis y Ramos, 1989; Pankhurst et al., 1992), y al este rocas volcánicas y
sedimentarias Carboníferas a Jurásicas e intrusivos Paleocenos-Eocenos (Ramos y Nullo,
1993; Zapata et al., 1999; Radic et al., 2002).
- Alto de Copahue – Pino Hachado:
Este bloque precordillerano representa un alto estructural que se extiende con rumbo
NO por más de 180 km a lo largo del retroarco andino entre los 38º y los 39º30‟S
aproximadamente, alcanzando valores de altitud que en algunos casos llegan a superar a los
de la Cordillera Principal a estas latitudes. El extremo norte de esta estructura a los 38ºS
aproximadamente, intersecta a la Cordillera Principal en el lineamiento volcánico Callaqui-
Copahue-Mandolegüe involucrando al área de estudio, la caldera del Agrio o Caviahue y por
lo tanto al volcán Copahue. El bloque se encuentra flanqueado hacia el oeste por los valles de
los ríos Bio Bio en Chile y Aluminé en Argentina, que hacia el sur se hace más pronunciado
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
18
denominándose Depresión de Bio Bio – Aluminé (Folguera et al., 2002, García Morabito et
al., 2009), mientras que hacia el este se encuentra flanqueado por el segmento austral de la
depresión de Loncopué (García Morabito y Folguera, 2005; Folguera et al., 2007). Esta
configuración hace que este segmento del retroarco interno andino adquiera una configuración
de la topografía del tipo Valley and Ridge. Los sectores más australes de esta unidad alcanzan
alturas de hasta 2.800 m a más de 100 km al este del arco volcánico Holoceno, generando un
marcado quiebre topográfico.
Este bloque ascendido de vergencia oeste está relacionado a la inversión de un hemi-
graben Oligoceno tardío, y junto con la Depresión de Loncopué están asociados a un
fenómeno de atenuación cortical (Yuan et al., 2006) que habría condicionado al volcanismo y
la generación de calderas durante el Plioceno al Pleistoceno tardío (Folguera et al., 2007). El
bloque de se encuentra cubierto casi completamente por rocas volcánicas de edad Pliocena a
Cuaternaria horizontales a ligeramente inclinadas hacia ambos lados de la estructura; en
algunos sectores a lo largo del flanco este del bloque, se encuentran expuestas volcanitas de
edad Oligoceno a Mioceno temprano pertenecientes a la Formación Cura Mallín; mientras
que el basamento Jurásico aparece expuesto mayormente hacia el sector oeste del bloque
(Suárez y Emparán, 1997; Lara y Folguera, 2006).
- Depresión de Loncopué:
La depresión de Loncopué es un bajo topográfico que se extiende a lo largo del
retroarco interno andino con dirección N-NNO por unos 300 Km entre los 36º30´ y 39º30´S
aproximadamente. Desde el área de estudio y hacia su extremo sur, este bajo se encuentra
flanqueado por el Alto Copahue-Pino Hachado en su borde occidental y por la Faja Plegada y
Corrida del Agrio en el borde oriental. Mientras que hacia el sector norte se encuentra
bordeado por la Faja Plegada y Corrida de Guañacos hacia el oeste y a Cordillera del Viento
hacia el este (Ramos, 1977 y 1998; Jordan et al., 2001)
Aunque se han realizado numerosos estudios sobre la geología de la depresión, aún no
hay consenso acerca del comportamiento de las estructuras que la limitan y dan lugar a su
formación, ni sobre las características de las secuencias que conformarían su relleno inicial.
En parte, este inconveniente se debe a la extensa cobertura de los productos volcánicos plio-
cuaternarios que constituyen su relleno superficial, y a la baja calidad de la sísmica en la
región. Por tal motivo, algunos trabajos proponen la existencia de una estructura inversa como
límite occidental de la faja del Agrio con vergencia al oeste, que involucraría en la
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
19
deformación al basamento (Lesta et al., 1985; Ramos, 1998; Eisner, 1991; Cobbold y
Rossello, 2003); mientras que otros autores sugieren la existencia de una falla normal con
inclinación hacia el oeste (Ramos, 1978; Zapata et al., 1999; Jordan et al., 2001; García
Morabito y Folguera, 2005).
De acuerdo con lo postulado por estos últimos autores, la generación del bajo se habría
producido en el marco de una tectónica extensional regional, que habría permitido la
acumulación de potentes secuencias volcánicas y continentales en el Eoceno-Oligoceno
(Llambías y Rapela, 1989; Jordan et al., 2001). A partir del Plioceno y hacia el Pleistoceno, la
reactivación extensional de estructuras previas habría favorecido la acumulación de los
productos volcánicos de edad Pliocena a Cuaternario que constituyen el actual relleno
superficial (García Morabito y Folguera, 2005; Ramos y Folguera, 2005; Rojas Vera et al.,
2008).
Una característica a destacar sobre el relleno volcánico plio-cuaternario de la fosa de
Loncopué (como así también en el bajo Bio Bio-Alminé), es su composición mayormente
máfica; mientras que en el otro gran bajo regional ubicado hacia el NE, Las Loicas, el
volcanismo está dominado por rocas silíceas. Esta diferencia se debería al importante
engrosamiento cortical que comienza a pronunciarse hacia el norte del área de estudio a partir
del Mioceno, y que habría controlado las características composicionales del volcanismo;
mientras que desde las latitudes del área de estudio y hacia el sur, la dinámica extensional y
los grandes derrames máficos estarían favorecidos por el fenómeno de atenuación cortical por
debajo del retroarco entre los 38º y 39ºS aproximadamente (Yuan et al., 2006, Folguera et al.,
2006 y 2007), involucrando los bajos de Bio Bio-Aluminé y Loncopué, y Alto Copahue-Pino
Hachado (fig. 2.04). El atenuamiento cortical estaría relacionado del empinamiento de la
placa oceánica subductada en los últimos 5 Ma, que generaron el desplazamiento hacia el
oeste y angostamiento del arco volcánico (Muñoz y Stern, 1988; Lara et al., 2001).
De acuerdo con la columna presentada por Folguera et al. (2006), sobre el basamento
permo-triásico se apoyan secuencias marinas del Jurásico, seguido por secuencias
continentales paleógenas de la Formación Cura Mallín, secuencias volcánicas pliocenas de la
Formación Cola de Zorro y los derrames pleistocenos-cuaternarios.
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
20
- Faja Plegada y Corrida del Agrio:
La faja plegada y corrida del Agrio es un segmento de deformación actualmente
inactivo, que se encuentra al este de la Depresión de Loncopué con una orientación
aproximadamente N-S (Bracaccini, 1970; Ramos, 1978). Los límites de esta unidad pueden
acotarse hacia la región del antepaís por el lineamiento Cortaderas al norte, la dorsal de
Huincul al sur, y el dorso de los Chihuidos al este.
Aunque esta faja es un segmento de deformación actualmente fósil, su evolución está
caracterizada por una historia de deformación multiepisódica que comienza a mediados del
Cretácico, alrededor de los 100 Ma, y que finaliza su actividad durante el Mioceno superior
(Ramos, 1998; Cobbold y Rossello, 2003; Zapata y Folguera, 2005; Zamora Valcarce y
Ramos, 2006). De acuerdo con los mecanismos de deformación actuantes, en la faja del Agrio
se pueden identificar dos sectores bien definidos, uno interno donde la estructura es resultado
de la inversión de fallas normales pre-jurásicas (Ramos, 1998; Repol, 2006; Zamora Valcarce,
2006), y otro externo caracterizado por la inserción de fallas de basamento en la base de la
secuencia sedimentaria, las que generaron un transporte de la misma hacia el antepaís (Zapata
et al., 1999; Zapata y Folguera, 2005; Zamora Valcarce et al., 2006).
El basamento corresponde a rocas permo-triásicas del Grupo Choiyoi, y a lo largo de
la faja se puede observar prácticamente completa la columna de la cuenca Neuquina (Zamora
Valcarce et al., 2009). Los excelentes afloramientos de secuencias mesozoicas, la presencia
de rocas volcánicas y depósitos sinorogénicos, sumado a la buena cobertura de información
de subsuelo debido a su alto potencial petrolero, han sido objeto de numerosos estudios a lo
largo de las últimas décadas. De esta manera, su evolución mesozoica y terciaria se encuentra
relativamente bien definida y documentada, como por ejemplo los aquí citados entre otros.
2.1.2.- Evolución tectonoestratigráfica de la región
El área de estudio se encuentra ubicada en los sectores internos de la vertiente oriental
de los Andes. En estos sectores, la historia evolutiva, su estructuración y actual configuración,
han estado estrechamente vinculadas al desarrollo de la cuenca neuquina y a los procesos que
definieron la condiciones de los Andes neuquinos entre los 36º y 39º S, particularmente en los
últimos 30 Ma.
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
21
- Pérmico-Jurásico
Las rocas más antiguas identificadas para la región corresponden a depósitos de fines
del Paleozoico y comienzos del Mesozoico, asociados al borde occidental de Gondwana y los
inicios del desarrollo de la cuenca neuquina. La historia tectonoestratigráfica de la cuenca
neuquina es muy rica y compleja, y será sintetizada en este punto con el solo objeto de reseñar
la evolución de la región en la cual se encuentra involucrada la zona de estudio. La cuenca
neuquina es una cuenca poligénica que llegó a acumular más de 7000 m de espesor de
secuencias volcaniclásticas, sedimentarias marinas y continentales. Se inició en el Triásico
Superior relacionada a un sistema de rift que dio origen a grábenes, hemigrábenes y zonas de
transferencia que definieron depocentros desconectados entre sí (Mombrú y Uliana, 1978;
Vergani et al., 1995). Estos fueron desarrollados sobre depósitos neopaleozoicos y rocas
permotriásicas y volcaniclásticas del grupo Choiyoi, rellenadas por depósitos volcaniclásticos
y epiclásticos agrupados bajo la denominación informal de Precuyano (o Grupo Precuyo
según Gulisano et al. 1984), término que incluye varias unidades formales que no se
describirán en este trabajo.
A partir del Jurasico Inferior comienza a desarrollarse un arco volcánico hacia el borde
occidental de Gondwana (Dalziel et al., 1987; Kay et al., 1989) y la cuenca neuquina
evoluciona con características de cuenca de retroarco que conservará hasta el Cretácico
Inferior. Durante este periodo la extensión deja de estar vinculada al fallamiento activo y
empieza a estar controlada por subsidencia térmica generalizada (Turiel et al., 1987). Los
depocentros se unifican en una gran cuenca y las unidades pasan a tener un desarrollo
regional. Las variaciones eustáticas controlan la alternancia de secuencias marinas pacíficas y
continentales (Legarreta y Uliana 1996) que caracterizan a este periodo.
- Cretácico-Paleógeno
Para el Cretácico Inferior alto la cuenca se continentaliza, adquiriendo características
típicas de cuenca de antepaís, pierde el contacto con el Pacífico y solo tendrá una corta
inundación marina atlántica en el Cretácico Superior. Desde este período, la cuenca
evolucionó a un sistema de antepaís clásico como consecuencia del avance de la deformación
andina desde el oeste (Vergani et al., 1995; Zamora Valcarce et al., 2009). Esta época se
correlacionaría con una suave somerización de la losa oceánica (Ramos y Folguera, 2005;
Ramos y Kay, 2006) que hizo migrar el arco volcánico hacia el este donde hoy se encuentra a
faja del Agrio. Así habría comenzado la deformación en la parte interna de la faja del Agrio
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
22
en el Cretácico Medio-Superior, y migrando hacia el antepaís hasta el Paleoceno inferior
(Zamora Valcarce et al., 2009). De esta manera, el relleno de esta cuenca aflora sobre una
amplia superficie al este de la Cordillera Principal y en el resto del retroarco andino hacia el
antepaís, en las unidades morfotectónicas arriba descriptas.
Durante el Cretácico Superior y Cenozoico el sector occidental de la cuenca, que
involucra el área de estudio, es deformado en episodios discretos vinculados a sucesivas
variaciones en el ángulo de subducción que también controlan la posición del arco volcánico
y la distribución de sus productos (Muñoz et al., 2000; Folguera et al., 2002; Ramos y
Folguera, 2005; Zamora Valcarce et al., 2006). Por el mismo motivo, el segmento andino
comprendido entre los 36 y los 39°S, ha representado un sitio clave para el estudio del control
estructural de la actividad del arco volcánico en los sectores orogénicos internos. Este
segmento ha tenido una dinámica particular del frente volcánico en los últimos 30 Ma durante
el Paleógeno superior y el Neógeno (Stem, 1989; Ramos, 1998; Kay, 2002), en función de
cambios en la geometría de la zona de Wadati-Benioff, que ha controlado las distintas
mecánicas de deformación y el registro volcano-sedimentario.
- Neógeno – Holoceno
En los sectores internos de los Andes neuquinos, durante el Oligoceno superior al
Mioceno inferior (28-18 Ma) se acumularon espesas sucesiones volcaniclásticas y
continentales, superiores a los 3.000 m de espesor en una serie de depocentros de origen
extensional, correspondientes a la cuenca de intraarco de Cura-Mallín (Niemeyer y Muñoz,
1983: Suárez y Emparan, 1995; Jordan et al.. 2001; Melnick et al., 2006), al mismo tiempo
que se producía un desplazamiento del frente volcánico hacia la trinchera. Esto sería producto
de un empinamiento de la losa oceánica, dando lugar a un avance de la cuña astenosférica y
una disminución de la fricción interplaca, generando estados de baja partición de la
deformación por lo que amplias fajas de corteza superior son sometidas a transtensión. Esta
dinámica transtensiva origina los múltiples depocentros que registran la actividad del arco
volcánico.
Posteriormente durante el Mioceno superior, la actividad orogénica se concentró en
estos sectores entre los 15 y los 8 Ma, en asociación con un conjunto de fallas transcurrentes
dextrales en el extremo norte del sistema de fallas de Liquiñe-Ofqui (Cembrano et al., 2000).
En este período se desarrolla la principal fase de inversión tectónica de los depocentros
extensionales que evolucionaron entre el Oligoceno superior y el Mioceno Inferior (Radic et
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
23
al., 2002), y es la última fase de deformación que afecta la faja del Agrio. Se produce además
una expansión del arco volcánico hacia la zona de retroarco, la cual es parcialmente
coincidente con un importante pulso de emplazamiento de magmas en los sectores orogénicos
internos, asociado también con la actividad de fallas transcurrentes del sistema de Liquiñe-
Ofqui (Hervé et al., 1993). Esta etapa estaría relacionada con una somerización de la losa
oceánica, desplazando la cuña astenosférica y el volcanismo hacia zonas de retroarco. Por otro
lado, la alta partición de la deformación por aumento de la fricción interplaca, favorecería
además la reactivación de antiguas estructuras compresivas y la inversión de extensivas,
inhibiéndose la generación de depocentros extensionales por lo cual no se registran estos
momentos del arco volcánico, quedando como hiatos en el registro estratigráfico (Folguera y
Ramos, 2002).
Finalmente, a partir de los 5 Ma hasta el Cuaternario, se acumula otra sucesión
volcánica en cortos períodos de tiempo en depocentros extensionales parcialmente
coincidentes con los del Paleógeno superior, conformada por dos secciones particulares,
aquellas referidas entre los 5 y 4 Ma que involucran a la Formación Cola de Zorro, y entre 2 y
0 Ma entre los que se encuentran los actuales edificios volcánicos (Vergara y Muñoz, 1982;
Suárez y Emparan, 1997; Folguera et al., 2002). Esto se produce en el marco de un nuevo
desplazamiento y angostamiento del frente volcánico hacia la trinchera, durante el cual se
desarrolló la estructuración transtensional en la zona del arco y retroarco interno que albergó
las sucesiones correspondientes.
Numerosos autores han señalado la relación temporal entre ambos momentos de
migración del arco hacia el borde de placas, con la formación de cuencas de intraarco y
retroarco interno (Stern 1989; Ramos, 1998; Lavenu y Cembrano, 1999; Muñoz et al., 2000;
Stern et al., 2000; Melnick et al., 2006), asociándose esta migración al empinamiento de la
zona de Wadati-Benioff (fig. 2.04), del mismo modo que la extensión-transtensión que genera
los depocentros con una disminución en la fricción de la zona de interplacas (Folguera y
Ramos, 2002).
Particularmente el último evento de migración del arco volcánico, la dinámica
extensional y los grandes derrames de composición básicas, estarían relacionados con el
fenómeno de atenuación cortical identificado por debajo del retroarco entre los 38º y 39ºS
aproximadamente (Yuan et al., 2006, Folguera et al., 2006 y 2007), involucrando los bajos de
Bio Bio-Aluminé y Loncopué, y Alto Copahue-Pino Hachado (figura 2.04). El atenuamiento
cortical estaría relacionado del empinamiento de la placa oceánica subductada en los últimos
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
24
5 Ma, que generaron el desplazamiento hacia el oeste y angostamiento del arco volcánico
(Muñoz y Stern, 1988; Lara et al., 2001). De esta manera, el desplazamiento de la cuña
astenosférica habría dado lugar a un flujo astenosférico ascendente, que generando una
anomalía termal en el manto litosférico (Pacino, 1997) habría favorecido la fusión en la zona
inferior de la corteza en contacto. Esta disminución en el grosor de la corteza explicará los
enormes volúmenes de efusiones de composición máfica durante el volcanismo plio-
cuaternario (Folguera et al., 2006 y 2007).
Figura 2.04 - Anomalía astenosférica y atenuación cortical en torno a los 38° S por debajo de la
región que involucra al área de estudio CVCC (modificado de Folguera et al., 2007).
2.2.- Geología Local
El Complejo Volcánico Copahue-Caviahue (Caldera del Agrio) se encuentra
localizado en la provincia de Neuquén, sobre la Cordillera de los Andes en el límite con Chile
y formando parte del lineamiento volcánico Callaqui-Copahue-Mandolegüe, que se ubica
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
25
dentro de la Zona Volcánica Sur (SVZ: 33,3º- 46ºS). Este complejo presenta la particularidad
de alojar un importante sistema volcánico-magmático-hidrotermal, objeto de estudio de este
trabajo, compuesto por el edificio del volcán Copahue y las manifestaciones geotermales que
se encuentran dentro de la caldera. El Complejo Volcánico Copahue-Caviahue está ubicado a
los 38ºS, en la transición entre los Andes Centrales y los Andes Patagónicos, y es importante
destacar que la caldera y el volcán Copahue, se encuentran ubicados aproximadamente a 30
km al este del actual arco volcánico Pleistoceno-Holoceno. El antiguo frente volcánico, que se
encontraba entre los 37°30´ y 39°30´S en la posición que actualmente se encuentra el volcán
Copahue, se desarrolló durante el Plioceno y el Pleistoceno temprano (Muñoz y Stern, 1988;
Folguera et al., 2002; Melnick et al., 2006).
El volcán Copahue (37,9ºS-71,2ºW, 2977 m s.n.m.) es un estratovolcán poligenético
andesítico a basaltico-andesítico activo, elongado en la dirección N40°E de 8 x 22 km en su
base (Polanco, 2003), que comenzó a edificarse en el sector occidental de la caldera hace 1.2
millones de años (Linares et al., 1999). Presenta 9 cráteres orientados en dirección NE en la
cima y de los cuales el ubicado en el extremo Este es el más activo en la actualidad. Durante
los últimos 250 años este volcán ha experimentado al menos 12 erupciones de baja magnitud
freáticas y freatomagmáticas (Martini et al., 1997; Naranjo y Polanco, 2004). El último ciclo
eruptivo se desarrolló desde el cráter más oriental durante Julio y Agosto de 1992, Septiembre
de 1995 y Julio-Octubre del 2000 (Delpino and Bermúdez, 1993 and 2002; GVP, 2000a,b).
2.2.1.- Unidades volcanoestratigráficas del Complejo Volcánico Copahue-
Caviahue
La secuencia volcanoestratigráfica del área de estudio que a continuación se detallará,
está basada en la secuencias propuestas por Pesce (1989) y Linares et al. (1999) en Argentina,
y la complementaria propuesta por Melnick et al. (2006) extendida hacia el lado chileno del
complejo volcánico para abarcarlo completamente (fig. 2.05 y 2.06).
2.2.1.1.- Formación Hualcupen
Esta unidad definida localmente por Pesce (1989) es equivalente a la definida
originalmente por González y Vergara (1962) como Fm. Cola de Zorro. Corresponde a una
secuencia subhorizontal de lavas basálticas a andesíticas, aglomerados, brechas volcánicas e
intercalaciones sedimentarias menores, expuestas continuamente en la Cordillera Principal
entre los 36 y 39ºS.
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
26
Esta unidad fue depositada con anterioridad a la formación de la caldera Caviahue
conformando su basamento y paredes, y sobreyace todas las unidades del Oligoceno al
Mioceno mediante una marcada discordancia angular (Melnick et al., 2006). En función de
observaciones regionales, Folguera et al. (2003) proponen un régimen tectónico extensional
durante la depositación de la Formación Cola de Zorro, para la que identifican grandes
cambios en el espesor que van desde los 100 a los 1200m (figura 2.05), fallamiento normal y
basculamiento de bloques dentro de la secuencia. En el área de la caldera del Agrio, las
dataciones radimétricas indican que fue depositada entre los 5.67 ± 0.14 y 4.00 ± 0.1 Ma
(Muñoz y Stern, 1988; Linares et al., 1999; Melnick et al., 2006).
2.2.1.2.- Secuencia volcánica Formación Las Mellizas
Fue definida por Pesce (1989), y está constituida por intercalaciones de derrames de
lava de composición basáltica a andesítica, piroclastitas de composición andesítica a dacítica
y aglomerados volcánicos que se interdigitan con potencias variables. Sus afloramientos se
encuentran en el interior de la caldera del Agrio en Argentina y en los alrededores hacia el
oeste del volcán Copahue en Chile. El mismo autor propuso a esta unidad como un
estratovolcán erodado, cuyo centro de emisión habría estado ubicado en el Cerro Las
Máquinas, donde se observa un neck volcánico andesítico y también donde el volcán Copahue
se encuentra actualmente.
Por otro lado, Mazzoni y Licitra (2000) asociaron las ignimbritas de esta unidad con
depósitos intracaldera y las relacionaron temporalmente con el colapso de la caldera de
Caviahue y con las ignimbritas extracaldera de Riscos Bayos (ver más adelante). Melnick et
al (2006), en acuerdo con Pesce (1989), reconoce a la caldera Las Mellizas como producto del
colapso del estratovolcán del mismo nombre, y parcialmente superpuesta sobre el sector SO
de la caldera de Caviahue. Los autores describen a la unidad también en las áreas del río Liay,
y los pasos de Chancho-Có y Pucón Mahuida, donde se encuentra en discordancia erosional
por encima de la Formación Cola de Zorro que inclina de 5 a 10º. En el interior de la Caldera
del Agrio, la secuencia volcánica Las Mellizas está en contacto tectónico por fallas normales
con la Formación Cola de Zorro. En el área de la Laguna El Barco, la Formación Las Mellizas
se encuentra por encima de la Formación Cura-Mallín mediante una fuerte discordancia
angular.
Según Linares et al. (1999), las edades para esta unidad varían entre 2.68 ± 0.14 a
2.60 ± 0.1 Ma, sugiriendo que se habría depositado luego de un hiato de aprox 1.5 Ma en el
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
27
volcanismo o un período erosional en el área. Melnick et al (2006) observa que esta unidad se
encuentra rellenando el interior de la caldera Caviahue y no se presenta sobre sus bordes,
motivo por el cual se refiere a esta como la primer unidad post-caldera. Los mismos autores
identifican para la secuencia volcánica Las Mellizas una subdivisión en tres litofacies: (A)
lavas inferiores, (B) ignimbritas y (C) lavas superiores.
A- Lavas Inferiores
Esta litofacies está expuesta solo localmente, subyace las ignimbritas y su base no está
expuesta en el interior de la caldera. Melnick et al (2006) reconoce afloramientos en el sector
chileno, apoyados en forma discordante sobre la Formación Cura Mallín y con espesores de
hasta 500 m. Cerca del pueblo de Caviahue, está litofacies está representada por una marcada
disyunción columnar, constituida por lavas de composición basáltica a andesítica. Depósitos
sedimentarios de probable origen aluvial o lahárico, con bloques de hasta 70 cm están
intercalados en las lavas a lo largo del río Dulce.
B- Ignimbritas
Esta litofacies presenta una composición andesítica a dacítica, se encuentra
ampliamente distribuida en el interior de la caldera del Agrio y en las áreas cercanas al norte y
este al volcán Copahue. En la parte central de la caldera, cerca del pueblo de Caviahue,
alcanzan un espesor de hasta 200 metros. Un sector vitrofírico está casi siempre presente en la
base con un espesor variable, entre 50 y 3 m. Los autores identifican una gradación vertical
común entre textura eutaxítica, pseudo bandeamiento de flujo y completa homogeneización a
textura vidriosa (glassy texture). Mazzoni y Licitra (2000) describen las ignimbritas como
masivas con clastos líticos, y señalan una variación lateral de texturas, desde reomorfica a
eutaxitica. En las áreas de Copahue Chancho-Có y Las Máquinas afloran ignimbritas
andesíticas reomórficas con espesores menores a 10m. Las ignimbritas con textura eutaxítica
afloran cerca de la laguna de Caviahue, con típicos fiammes de vidrio negro de hasta 10 cm
de largo. Las variaciones laterales en el espesor y texturas pueden reflejar emplazamiento en
un paleorelieve irregular, en donde delgadas reoignimbritas pueden representar depositación
en altos topográficos, mientras que las ignimbritas de mayor espesor y mayores proporciones
de clastos habrían sido depositadas en superficies acanaladas o bajos topográficos.
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
28
C- Lavas Superiores
Los autores reconocen a esta litofacies como el relleno dominante en la caldera
Caviahue con espesores que alcanzan los 200 metros. Está compuesta por lavas
predominantemente andesíticas, con espesor homogéneo y texturas, sobreyace la ignimbrita y
es cubierto por los flujos de lava del volcán Copahue.
2.2.1.3.- Ignimbritas Riscos Bayos
Los depósitos piroclásticos de la Ignimbrita Riscos Bayos fueron definidos como
unidad por Muñoz y Stern (1988). Está conformada fundamentalmente por ignimbritas
riolíticas y aparece expuesta mayormente en la pendiente externa sureste de la caldera de
Caviahue, aproximadamente a unos 20 km de la misma en el valle denominado Cajón de
Hualcupén, con espesores que pueden alcanzar los 200 metros. También afloran en el paso
Colligüe, como cuerpos aislados que cubren áreas entre 0.5 y 1.1 km2, con espesor
aproximado de 150 m (Melnick et al., 2006).
Los afloramientos se presentan como un relleno de valle masivo, en los que Varekamp
et al (2006) identificaron cuatro unidades depositacionales: 1) una laminación basal de gran
fino y coloración roja oscura caracterizada por la presencia de pumiceos negros con anillos de
enfriamiento; 2) una unidad de flujo de coloración grisácea compuesta por fragmentos
pumiceos grises y blancos y obsidianas negras de hasta 25 m de espesor; 3) una unidad de
flujo de amarillo pálido caracterizado por la presencia de pumiceos oscuros y líticos de
composición andesítica con espesores de hasta 40 m; 4) la unidad superior consiste de rocas
gris claras a blancas fuertemente consolidadas, compuestas por cenizas cristales y pumiceos
rojos claros, que en algunos sectores presenta disyunción columnar y con espesores de hasta
20 metros.
Las dataciones realizadas por el método K-Ar indican edades de 1,1 ± 0,5 Ma según
Muñoz y Stern (1988) y 2.05 ± 0.1 Ma según Linares et al (1999).
La ignimbrita de Riscos Bayos ha sido inicialmente relacionada al colapso de la
Caldera de Caviahue (Muñoz y Stern, 1988; Pesce, 1989; JICA, 1992; Mazzoni y Licitra,
2000). Sin embargo, Melnick et al (2006) señala que las edades reportadas para la unidad son
posteriores a las reportadas para rocas que ellos reconocen como Las Mellizas y asignadas a
unidades poscaldera. Por otro lado, Varekamp et al (2006) reporta que el máximo volumen
estimado de roca densa total para la ignimbrita Riscos Bayos es aproximadamente 7 km3, un
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
29
valor muy inferior al de la caldera (160 km3), sugiriendo que la erupción de Riscos Bayos no
habría sido la principal causa del colapso de la caldera.
2.2.1.4.- Flujos de lava de Trolope
Esta unidad, originalmente descripta por Pesce (1989), aflora en la parte norte de la
caldera, como una sucesión de flujos de lava andesíticos homogéneos y brechas relacionadas
de aproximadamente 200 m de espesor. Estos flujos se extienden hacia el NE a sectores
externos de la caldera, por el valle del cajón de Trolope, cubriendo un área cercana a los 50
km2 (Melnick et al., 2006). En estos sectores los cuerpos lávicos están parcialmente cubiertas
por depósitos glaciarios. Individualmente los flujos de lava alcanzan espesores que oscilan
entre 2 y 3 m, mientras que las brechas son más delgadas con valores de entre 0,5 y 1m.
Linares et al (1999) dio para esta unidad edades radimétricas de 1.63 ± 0.1 a 0.82 ± 0.16 Ma.
Como se mencionó arriba, los flujos de lava de ésta unidad se encuentran restringidos
al sector NO de la caldera, donde se encuentran rellenando una planicie deprimida. Asociados
a estos derrames se encuentran dos cráteres elípticos elongados en la dirección ONO-ESE,
que Melnick et al (2006) relacionan con la orientación de la falla normal Trolope (ONO),
borde sur de la depresión, y la falla normal paralela que genera el borde norte de la depresión
y la caldera.
2.2.1.5.- Secuencia volcánica Copahue
Este estratovolcán poligénico fisural está localizado en la margen oeste de la caldera
de Caviahue y concentra la mayor parte de la actividad volcánica e hidrotermal reciente en el
complejo. Basándose mayormente en observaciones de campo y en las dataciones disponibles,
Melnick et al (2006) proponen una subdivisión para el volcán Copahue en tres estadios. Esta
subdivisión está basada en las relaciones estratigráficas observadas y las características
texturales y estructurales de los productos volcánicos. De esta manera determinan: (A) un
estadio preglaciar, que agrupa las lavas basales y flujos piroclásticos donde se observaron
evidencias de erosión glaciaria, (B) un estadio singlaciar, que agrupa las lavas que sobreyacen
el estadio formador y que exhiben características texturales y estructurales que implican
erupción por debajo de la cubierta de hielo, y (C) un estadio postglaciar, que agrupa lavas y
flujos piroclásticos que sobreyacen los estadios formadores, sin evidencias de erosión
glaciaria.
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
30
A- Estadio Preglaciar
La mayor parte del edificio de Copahue fue construido durante el Pleistoceno inferior.
Esta secuencia alcanza los 1000 m de espesor, está formado principalmente por lavas vítreas
andesíticas y flujos piroclásticos intercalados en menor proporción, las lavas no muestran
variaciones texturales significativas y las composiciones son basálticas-andesíticas a
andesíticas (Cecioni et al., 2000). Las edades radimétricas indican que este estadio se
desarrollo entre los 1.23 ± 0.18 y 0.76 ± 0.14 Ma (Muñoz y Stern, 1988; Linares et al., 1999).
La muestra más joven tomada por Linares et al (1999) se extrajo cerca del sector este de la
cima, indicando que la mayor parte del edificio de Copahue fue construido durante el
Pleistoceno inferior. Las lavas basales de este estadio, expuestas en el río Lomín superior
están intruidas por el domo de Pucón Mahuida, pero la parte superior claramente sobreyace
este domo en discontinuidad erosional (Melnick et al., 2006).
B- Estadio singlaciar
En contraste con el episodio de construcción del edificio, este estadio está
caracterizado por la emisión de volúmenes relativamente menores de lavas desde puntos de
emisión alineados. La principal emisión de este estadio está concentrada en aproximadamente
5.5 km2, en un cuerpo tipo domo, con 300 m de espesor promedio localizado en el suroeste de
la caldera de Caviahue. Estas lavas varían en composición desde andesíticas a dacíticas
(Cecioni et al., 2000). Presentan textura vitrea y exhiben características típicas de interacción
agua-magma como fracturas por enfriamiento, grietas macroperlíticas y estructuras de pillow
lavas, formando tubos de lava en la parte superior del cuerpo tipo domo. Melnick et al. (2006)
consideran que estas características se condicen con erupciones asociadas a derretimientos
subglaciares o tardioglaciares, y que habrían desarrollado estos rasgos. Las lavas de el estadio
singlaciar sobreyace todos los productos del estadio formador pre-glaciar cuya edad
radimétrica más joven es de 0.76 ± 0.14 Ma.
C- Estadio Postglaciar
Este estadio está caracterizado por emisiones explosivas episódicas, de volúmenes
relativamente menores de lavas y flujos piroclásticos relacionados, emitidos desde cráteres
sumitales, fisuras laterales y conos monogénicos piroclásticos alineados. En el sector NO del
volcán se observan flujos de lava sobre depósitos de morenas, probablemente formadas
durante la última glaciación. En los bordes de los cráteres occidentales de la cima se observan
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
31
aglomerados piroclásticos masivos y lavas postglaciares. Este estadio está caracterizado por
flujos de lava homogéneos de composición basáltico-andesíticos uniforme (Cecioni et al.,
2000). Melnick et al. (2006) identifican cinco centros de emisión mayores agrupados
cronológicamente de la siguiente manera:
1- Flujos de lava y brechas relacionadas emitidos desde cráter sumital parcialmente
cubierto de hielo. Estos flujos se extienden por 18.6 km a lo largo del valle del río
Lomín, son afectados por fallas normales con más de 30 m de desplazamiento vertical,
que probablemente tengan una componente de desplazamiento lateral dextral basado
en la aparición de pequeñas fallas secundarias y rechazos en el drenaje.
2- Lavas emitidas de cuatro centros de emisión monogénicos principales, alineados en
una fisura de rumbo N60ºE a lo largo de 1.2 km en el flanco este del volcán. Estos
flujos recorren 5 km a lo largo del paso Copahue donde son afectados por fallas
normales, que también alimentan este campo volcánico a través de numerosos
pequeños conos dispersos.
3- Las lavas de Malla-Malla fueron emitidas desde una serie de al menos cuatro conos
monogénicos orientados y un cráter parcialmente cubierto por sedimentos, que forman
un lineamiento de 1.1 km de longitud y orientación N50ºE. Estos flujos se extienden
por 5 km en el valle del río Lomín, sin alcanzar el río.
4- Dos pequeños flujos de lava emitidos desde dos centros de emisión, localizados en la
parte superior de la principal estructura tipo domo subglaciar. Estos flujos son de
alrededor de 2-3 m de espesor y se extienden hacia el este por 800 metros.
5- Al menos dos flujos emitidos de un cráter localizado al norte del cráter activo. Estos
flujos se extiende hacia el norte por 850 m y presentan un espesor de entre 3 y 5
metros.
Numerosos surges postglaciares y flujos piroclásticos fueron observados alrededor del
Volcán Copahue. En la parte superior del río Lomin, al este del domo de Pucón Mahuida, un
depósito de bloques y cenizas fue reconocido. Este depósito piroclástico cubre al menos 5
hectáreas, con un espesor de 1 a 2 metros, y es afectado por pequeñas fallas normales. En el
valle Liay, tres flujos piroclásticos intercalados con conglomerados fluviales fueron
identificados, en una sección formando una terraza. Edades 14C de estos flujos y otos emitidos
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
32
hacia el interior de la caldera (Polanco et al., 2000), indican que las emisiones desde los
cráteres de la cima tuvieron una actividad intermitente durante todo el Holoceno.
Depósitos históricos de los ciclos eruptivos de 1992-2000, principalmente de caída de
cenizas, lahares, bombas juveniles y clastos alterados fueron identificados cubriendo la mayor
parte de la vertiente este del cráter oriental, que es actualmente el más activo. Los lahares de
1992 fueron grandes, formando abanicos en los ríos Agrio superior y Lomín, de hasta 3 m de
espesor que contienen bloques de hasta 5 m de alto. La erupción de 1992 estuvo caracterizada
por la emisión de fragmentos de roca alterados, polvo silíceo y gran cantidad de azufre verde
a amarillo (Delpino y Bermúdez, 1993 y 1995; González Ferrán, 1995). La erupción de Junio
a Octubre del 2000 eyectó principalmente piroclastos variando el tamaño desde cenizas hasta
bombas de 80 cm encontradas al este del cráter del Agrio. Este episodio estuvo caracterizado
por eventos freatomagmáticos que eyectaron fragmentos de roca alterada, polvo silíceo
blanco, azufre y fragmentos juveniles basáltico-andesíticos (Bermúdez y Delpino, 2002;
Varekamp et al., 2001 y 2006).
2.2.1.6.- Domo Pucón Mahuida
Este domo se encuentra localizado en el flanco SE del volcán Copahue. Melnick et al.
(2006) identifican dos litofacies; lavas riolíticas que conforman en cuerpo principal, e
intrusivos riolíticos subvolcánicos que afloran del lado NE del río Lomín superior.
Edades radimétricas para el domo de Pucón Mahuida son de 0.9 ± 0.14 y 1.1 ± 0.18 Ma
(Linares et al., 1999), y de 1.23 ± 0.18 a 0.76 ± 0.14 Ma (Muñoz y Stern, 1988; Linares et al.,
1999) para las andesitas del edificio de Copahue. Las edades determinadas son consistentes
con las observaciones realizadas en el campo por Melnick et al (2006), quienes señalan lavas
riolíticas de este domo en contacto, por la falla Lomín, con las ignimbritas de la secuencia
volcánica Las Mellizas en el paso de Pucón Mahuida.
2.2.1.7.- Cerro Bayo
Pesce (1989) identificó este cuerpo como un domo compuesto de lavas dacíticas a
riolíticas y tufos. Este aflora en el límite norte de la caldera del Agrio, cubriendo un área de
aprox 20 km2, y es 1300 m más alto que el borde de la caldera. Linares et al. (1999) dio
edades de 0.6 ± 0.12 Ma para una lava riolítica de este domo. El conducto principal de este
domo está emplazado a lo largo de una discontinuidad estructural formada por el cruce de la
falla normal del borde de la caldera del Agrio y una falla de orientación NNE-SSW, que
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
33
limita la parte oeste del domo y forma la extensión más austral del frente de corrimiento de
Copahue -Añitir.
Figura 2.05- Columna estratigráfica del CVCC (modificado de Melnick et al., 2006).
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
34
Figura 2.06 - a) Mapa Geológico (modificado de Melnick et al., 2006). b) DEM de la caldera del Agrio donde se muestran las principales estructuras que controlan la ubicación de las áreas
geotermales a partir de la información brindada por Melnick et al. (2006) y JICA (1992). Perfíl A-A’ desarrollado en la figura7.17.
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
35
2.3.- Historia eruptiva reciente del volcán Copahue
La información sobre las erupciones históricas del volcán Copahue es escasa e
incompleta. Naranjo y Polanco (2004) mencionan la existencia de doce erupciones que han
sido reportadas en los últimos 250 años (1750, 1759, 1867, 1937, 1944, 1960, 1961, 1992,
1993, 1994, 1995 y 2000). Con excepción de la última, todas las erupciones históricas del
volcán Copahue han sido de baja magnitud y mayormente de carácter freático (Bermúdez y
Delpino, 2002; Naranjo y Polanco, 2004).
Una de las erupciones mejores documentadas tuvo lugar entre julio y agosto de 1992,
cuando ocurrieron explosiones freáticas, que generaron oleadas piroclásticas basales frías y
emisiones de piroclastos de azufre (Delpino y Bermúdez, 1993; González Ferrán, 1995). De
acuerdo con Delpino y Bermúdez (1993) y Varekamp et al. (2001), el material emitido en
estas erupciones (azufre piroclástico, polvo silíceo y bloques accidentales) fueron en su
mayoría (90%) el producto de los procesos que se desarrollaron en el lago cratérico, siendo
escaso (10%) el material juvenil interviniente. Por otro lado, González Ferrán (1995) sostiene
que el principal evento explosivo se habría producido a través de un nuevo cráter de explosión
generado al sur del actual cráter activo, y que el evento habría sido estrictamente freático. Con
posterioridad, en 1994 y 1995, ocurrieron también varias explosiones freáticas aisladas.
En la erupción del año 2000 se observó un cambio drástico en el estilo eruptivo,
comenzando por erupciones freáticas y freatomagmáticas (con la desaparición del lago
cratérico) y culminando con erupciones típicamente estrombolianas. Éste evento comenzó el 1
de julio y duró hasta fines de octubre, siendo el ciclo eruptivo de mayor duración y magnitud
en tiempos históricos (Bermúdez y Delpino, 2002; Naranjo y Polanco, 2004). Durante este
período la erupción mostró diferentes estados. Los materiales eyectados incluyeron bombas
escoriaceas, abundantes cenizas y gases. Las cenizas que se depositaron en Caviahue el
primer día eran en un 80% ceniza fina, 3% ceniza gruesa y 18% ceniza muy fina (Bermúdez y
Delpino, 2002). En las cenizas gruesas y lapilli predominó el material vítreo escoriaceo
juvenil de color gris oscuro, mientras que la fracción ceniza fina a muy fina estaba compuesta
por partículas de sílice gris claro y azufre elemental gris verdoso. Hacia fines del año 2000
comenzó a reestablecerse el lago cratérico.
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
36
2.4.- El sistema Volcánico-Magmático-Hidrotermal
El Complejo Volcánico Copahue-Caviahue (Caldera del Agrio) presenta la
particularidad de tener asociado un importante sistema volcánico-magmático-hidrotermal, que
es objeto de estudio del presente trabajo de tesis. Dicho sistema se encuentra representado en
superficie por las manifestaciones fluidas del edificio del volcán Copahue y las
manifestaciones de las áreas geotermales que se encuentran dentro de la caldera. A
continuación, se realiza una descripción de las distintas áreas del sistema que involucran
manifestaciones fluidas (gases y aguas), y que fueran muestreadas para la realización del
trabajo. Cabe destacar, como ya se ha mencionado anteriormente, que si bien existen algunos
trabajos abocados al edificio del volcán Copahue (Mange, 1978; Varekamp et al., 2001 y
2004; Bermúdez y Delpino, 2002; Caselli et al., 2005), la mayor parte de los estudios
realizados en la región, en particular los referidos a geoquímica petrología y mineralogía, han
sido apuntados al estudio del reservorio geotérmico subsuperficial, las áreas geotermales
superficiales asociadas y al desarrollo de los pozos exploratorios COP-1, COP-2, COP-3 y
COP-4 (Latinoconsult, 1981; Sierra et al., 1986 y 1992; D`Amore et al., 1988; Panarello et
al., 1988; JICA-EPEN, 1992; Mas, 1993 y 2005; Mas et al., 1996 a y b; Panarello, 2002;
Vallés et al., 2004; entre otros). Por este motivo, existe mayor cantidad y detalle de
información de las áreas geotermales con respecto al sistema volcánico.
2.4.1.- El edificio volcánico (laguna del cráter y vertientes)
El edificio del volcán Copahue (37,9ºS-71,2ºW, 2977 msnm) presenta en su cima 9
cráteres alineados en dirección OSO – ENE aproximadamente, siendo el ubicado en el
extremo este el más activo en la actualidad, donde aloja una laguna ácida termal (Mange,
1978; Varekamp et al., 2001; Caselli et al., 2005). La laguna cratérica del volcán Copahue es
una salmuera ácida, con valores de pH inferiores a 1, y temperaturas que habitualmente varían
entre 21 y 54º C (Caselli et al., 2005). La superficie de la laguna cratérica se encuentra a una
altitud relativamente estable de 2700 msnm y presenta un diámetro aproximado de 250
metros, mientras que su profundidad permanece desconocida. El aspecto habitual de las aguas
de la laguna cratérica es turbio y de color gris-verdoso, con permanente emisión de vapores
ácidos. Sobre la superficie del agua es común observar planchas de azufre nativo de color
amarillo flotando, que luego se depositan sobre las orillas. La alteración ácida es evidente
aunque el material ha sido rejuvencido periódicamente por las erupciones históricas arriba
mencionadas.
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
37
Las condiciones de rigurosidad climática y ambiental favorecen las variaciones en la
geomorfología del cráter. Las paredes rocosas norte y sur son relativamente estables, sin
embargo la pared oeste (ocupada por el glaciar que cubre la cima), y el flanco interno este
(donde se acumula la mayoría del material rejuvenecido y friable por acción de los vientos
preponderantes oeste a este) se encuentran en constante modificación, incluso durante todo el
periodo posterior al evento eruptivo del 2000 hasta la actualidad. Esta situación se ve
particularmente reflejada en los permanentes cambios en la pendiente del flanco interno este
del cráter.
Figura 2.07 – a) fotografía del edificio volcánico, b) detalle de la laguna cratérica, c) vertientes.
Desde el flanco externo este del edificio volcánico, y por lo tanto del cráter activo,
emanan dos vertientes ácidas, calientes y estrechamente relacionadas con el sistema volcánico
hidrotermal (fig. 2.07). Las aguas de las vertientes presentan, de manera similar a la laguna
cratérica, condiciones de altas temperaturas y acidez, con valores de pH que oscilan entre 1 y
2, y temperaturas de entre 50 y 80º C (Varekamp et al., 2001 y 2004; Caselli et al., 2005). Las
dos vertientes se encuentran separadas por 200 metros aproximadamente con diferentes
altitudes, a 2590 msnm la retirada hacia el sur (V1) y a 2545 msnm la ubicada hacia el norte
(V2). Las vertientes confluyen aproximadamente unos 500 metros aguas abajo para formar las
nacientes del río Agrio superior, cuya composición química afecta al sistema hidrológico
(pasando por el lago Caviahue y el río Agrio inferior) hasta la localidad de Loncopué 80 km
aguas abajo (Tassi et al., 2007).
aa
bb cc
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
38
2.4.2.- Las áreas geotermales
En varias áreas dentro de la caldera, y en los alrededores del edificio activo se
producen manifestaciones termales con emisiones de fluidos calientes y fases gaseosas,
asociadas a la actividad magmática de la zona. Estas áreas geotermales ubicadas dentro de la
caldera, se encuentran asociadas a rasgos geomorfológicos particulares en zonas deprimidas
tipo bateas o cubetas, como consecuencia de la erosión diferencial por la intensa alteración
hidrotermal actuante en ellas. Estas zonas constituyen las manifestaciones activas
denominadas Termas de Copahue, Las Máquinas, Las Maquinitas y Anfiteatro, en Argentina,
y Chancho-Co sobre el flanco norte del edificio volcánico en territorio chileno. Las
manifestaciones están constituidas principalmente por fumarolas, manantiales calientes y
conos de barro. Todas ellas se encuentran sobre el horst ubicado al noreste del volcán
Copahue y el área completa comprende aproximadamente 20 km2 (Mas, 1993). Entre estas
áreas se encuentra otra zona intensamente alterada, ubicada a 300 m al ONO del poza
geotérmico COP-2, que si bien en la actualidad no presenta manifestaciones activas, evidencia
rasgos de alteración y asociaciones mineralógicas que indican que ha habido actividad
geotérmica en un pasado cercano (Mas et al., 1996).
Las áreas geotermales se caracterizan por su forma de depresiones en herradura y
constituyen en general, zonas de alteración ácida. El emplazamiento de las manifestaciones
geotermales activas en el campo Copahue se encuentra estrechamente vinculado con las
estructuras de fallamiento del área (Latinoconsult 1981; Pesce 1987; JICA-EPEN 1992; Mas
1993). En las áreas activas se pueden observar numerosas fracturas, predominando las que
presentan dirección N55ºE y ONO-ESE (fig. 2.06b). El sistema de fallas actuaría como pasaje
para los fluidos, que alimentan las manifestaciones hidrotermales en superficie de las áreas
geotermales arriba mencionadas. No se producen manifestaciones termales por fuera de este
estructuramiento, lo que señala el vínculo existente entre las manifestaciones geotermales y
las mencionadas estructuras. Fallas inversas de rumbo N30-40ºO actuarían como barrera
impermeable cerrando el flujo de las soluciones hidrotermales, ya que no se observan áreas
geotermales, manifestaciones hidrotermales aisladas ni zonas de alteración al este de las
mismas. La asociación de estos sistemas de fallas con las manifestaciones hidrotermales
superficiales y con la presencia de un reservorio geotérmico en el subsuelo, quedó
evidenciada durante el desarrollo de los pozos exploratorios COP-1, COP-2, COP-3 y COP-4
(JICA, 1992; Mas, 1993 y 2005; Mas et al., 1996) (fig.2.06b).
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
39
2.4.2.1.- Termas de Copahue
El área de Termas de Copahue es la zona de manifestaciones hidrotermales de mayor
extensión de la región, por este motivo también, su condición original ha sido profundamente
modificada como consecuencia de la instalación de un centro de balneoterapia edificado
exactamente encima, con el desarrollo de construcciones y calles que lo rodean y conforman
la localidad de Copahue (figura 2.08). De esta manera, se han generado endicamientos
artificiales que han determinado la formación de pequeñas lagunas conocidas con el nombre
de El Chancho, Sulfurosa, Verde, Baño Nº 9, entre otras. El agua de estas piletas es turbia y
de aspecto nuboso por la presencia de azufre coloidal y gas que emana en algunos sectores,
identificables por los burbujeos que se producen en la superficie del agua. Se encuentran
entubadas y canalizadas también una serie de surgentes termales denominadas aguas
Ferruginosas, Sulfurosas, del Mate y Vichy. Toda el área se encuentra en una depresión en
forma de herradura orientada de acuerdo al sistema de fallas dirección N55ºE.
Figura 2.08 – Mapa de la localidad de Copahue
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
40
En el extremo este del área de se encuentra una zona con manifestaciones de
fumarolas y surgentes denominada Agua del Limón (fig. 2.08), donde las condiciones
naturales se encuentran menos modificadas. En esta zona los minerales de alteración se
presentan como asociaciones de textura arcillosa, cuyo color varía desde muy blanco y
blanquecino a amarillento y amarillo anaranjado, donde se observa una mayor oxidación. Se
destaca la presencia de venillas y costras irregulares de material siliceo, muy duro y de
aspecto vítreo porcelanáceo. Mas et al. (1996) determinaron por difractometría de rayos X,
que el material blanco a blanquecino está constituido básicamente por alunita y caolinita en
distintas proporciones, que pueden variar desde el sulfato hasta el caolín prácticamente puros.
Ambos minerales se presentan acompañados por cantidades subordinadas y variables de
cuarzo, cristobalita y sílice criptocristalina. En las zonas de coloración amarilla el mineral
dominante es jarosita. Se presenta bien cristalizado y corresponde a la variedad potásica del
sulfato básico alcalino de hierro. Lo acompañan cuarzo y cristobalita como especies
subordinadas y suelen detectarse también cantidades variables de alunógeno. Sobre los
centros mismos de surgencia se presenta predominantemente cristobalita acompañada de
alunita y cuarzo, y sobre las grietas y superficies libres se depositan finos cristales de azufre,
producto de la sublimación de los gases.
Figura 2.09 – a) fotografía del área Termas de Copahue desde el punto de muestreo Piedra Copahue,
b) detalle de las piletas termales del Complejo de Balneoterapia.
En el flanco sur de la zona de alteración, en la parte superior de las laderas de la
depresión donde se emplaza la población de Copahue, se reconoce otra zona de
manifestaciones con fumarolas y piletas de fango denominada Piedra Copahue (figura 2.09a).
En este sector se identificó la presencia de zonas de caolinita muy bien cristalizada,
aa bb
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
41
acompañada de cristobalita, cuarzo y alunita, intercaladas con otras zonas de aspecto
porcelanáceo, constituidas por caolinita muy pobremente cristalina, sílice amorfa y anatasa.
La presencia de este óxido de titanio (TiO2) ha sido determinada en varias muestras de la zona
de Termas y del Anfiteatro, siempre acompañando a sílice criptocristalina o a cristobalita. Por
encima de esta zona de caolinita dominante se presenta otra en la que predomina la alunita,
acompañada de caolinita, cristobalita, cuarzo y anatasa.
2.4.2.2.- Las Máquinas
El área geotermal de Las Máquinas constituye una amplia zona de manifestaciones,
elongada en dirección N75º0, que abarca una superficie aproximada de 180.000 m2; rodeada
por una zona de alteración mucho mayor, de 560.000 m2 aproximadamente (Mas et al., 1996),
en la cual se encuentra ubicado un centro de baños termales pertenecientes a la Clínica Termal
Militar del Ejército Argentino (fig. 2.10a).
El área se encuentra en una depresión en forma de herradura circundada por
elevaciones de lavas andesíticas. En el sector norte-central de la depresión se destaca una
laguna caliente de 480 m2 originada por el endicamiento artificial de las aguas surgentes.
Rodeando la laguna se observan numerosas fumarolas (fig. 2.10b) y manantiales calientes,
que generan conos de barro, piletas burbujeantes y de fango. El mineral dominante en la zona
de mayor actividad es la alunita muy bien cristalizada y relativamente pura, acompañada sólo
por cantidades subordinadas de otros minerales arcillosos y silíceos (Vallés et al., 2004). Se
presenta en masas granulares terrosas a pulverulentas, de color blanco a blanco grisáceo. Cabe
destacar que este mineral es más abundante aquí que en las restantes áreas estudiadas, y su
presencia se considera de interés ya que sugiere una mayor acidez de los fluidos responsables
de la alteración. Maiza y Mas (1980), determinaron para esta alunita una relación K:Na de
aproximadamente 98:2, mientras que Vallés et al. (2004) determinaron para este mismo
mineral en el fango una relación 96:4, es decir que puede considerarse un término potásico
prácticamente puro.
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
42
Figura 2.10 – a) fotografía del área geotermal Las Máquinas, b) detalle de fumarola
muestreada.
En la parte superior de esta zona de alteración el material parece más compacto y
silicificado, constituido por sílice amorfa, cristobalita y alunita como minerales principales,
cuarzo subordinado, y cantidades variables de caolinita. No se han reconocido rasgos que
caracterizan al sinter silíceo (estructuras vegetales, geyseritas, bandas, dunas, etc.), y de
acuerdo con las características mineralógicas que presenta (presencia de cuarzo además de la
cristobalita), y por su asociación mineralógica (alunita, caolinita, etc.), Mas et al. (1996)
definieron al material silíceo de esta zona como un residuo producto de la acción de una
solución ácida. Hacia los bordes y sectores externos, los mismos autores reconocieron un
importante incremento de la caolinita y el cuarzo, con respecto a la cristobalita, acompañada
de albita y alunita muy subordinada. Estos sectores suelen estar cubiertos en superficie por
sombreros de hierro constituidos esencialmente por jarosita, acompañadas de
montmorillonita, caolinita, yeso y hematita.
aa
bb
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
43
2.4.2.3.- Las Maquinitas
Las Maquinitas es el área geotermal de menores dimensiones de todo el campo
geotérmico. Esta área involucra a dos pequeñas depresiones a diferentes altitudes alineadas
según la dirección de fallamiento preponderante NE-SO. Actualmente, la parte superior de la
depresión prácticamente no presenta actividad, con solo algunas emisiones de fluidos menores
y esporádicos, pero con una intensa alteración ácida en la superficie que denota la fuerte
actividad hidrotermal en un pasado reciente. Por otro lado, la depresión inferior presenta una
intensa actividad hidrotermal, con una alta densidad de manifestaciones tanto fumarólicas
como vertientes calientes, conos de barro y piletas burbujeantes (fig. 2.11). Al igual que en el
resto de las áreas, las temperaturas de las emisiones no suelen superar los 95º C, sin embargo,
en esta área se identificaron emisiones de vapor sobrecalentado con temperaturas de hasta
132º C, las más altas entre las manifestaciones de las distintas áreas geotermales de la región.
Figura 2.11 - Fotografía del área geotermal Las Maquinitas
En la mineralogía del área se reconoce a la sílice amorfa (o sílice residual) como el
material más abundante entre los minerales de alteración. Se encuentra presente tridimita
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
44
parcialmente recristalizada y cristobalita (Mas et al., 1996). Se reconoce también la presencia
de cuarzo y cantidades variables de caolinita y alunita. En los puntos de emisión se observan
sublimados de Azufre cristalizado y coloraciones verde grisáceas asociadas a sulfatos.
2.4.2.4.- Anfiteatro
El área geotermal denominada Anfiteatro se encuentra ubicada en el extremo oeste de
la estructura de horst que involucra a todas las anteriores áreas termales. Esta área es un
depresión de 540000m2 que presenta una actividad mucho menor con respecto a las
anteriores, pero con manifestaciones constantes de tipo fumarolas, piletas burbujeantes y
conos de barro (fig. 2.12a).
Figura 2.12 – a) fotografía del área geotermal Anfiteatro, b) detalle de fumarola de muestreo.
aa
bb
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
45
En torno a las distintas manifestaciones se pueden reconocer depósitos de Azufre
precipitado y clastos con pátinas de pirita (fig. 2.12b). Particularmente, asociado a las
fumarolas se puede reconocer cristales de Azufre formados a partir de la sublimación de la
fase gaseosa. Las rocas que rodean las manifestaciones se encuentran alteradas y silicificadas
con presencia de cuarzo, tridimita y cristobalita. Se encuentra presente en el área en forma
subordinada caolinita y alunita, mientras que sílice amorfa aparece en forma muy escasa.
Por fuera de la zona de más intensa silicificación, la roca se encuentra totalmente
caolinitizada con alunita y cuarzo subordinados. Por encima y rodeando las zonas
blanquecinas de caolinitización se reconocen zonas porosas castaño-rojizas a naranja-
amarillentas identificadas como gossans (Mas et al., 1996), dominadas por jarosita, hematita,
goethita y cuarzo. Con respecto a la mineralogía de alteración que domina las restantes áreas,
se reconoció para el área de Anfiteatro una marcada disminución en la presencia de alunita
que se encuentra solo en forma subordinada, y un particular aumento en goethita. Esto sugiere
que las soluciones que actúan en la alteración del área de Anfiteatro es mucho menos ácida
que en las restantes áreas.
2.4.2.5.- Chancho-Co
Las manifestaciones hidrotermales del área de Chancho-Co se encuentran sobre la
ladera norte del edificio del volcán Copahue, siguiendo la depresión que aguas abajo hacia el
oeste forma el valle del río Trapa-Trapa, del lado chileno del Paso Copahue (fig. 2.13a). Este
valle forma parte de un conjunto de fallas de gran escala, con rumbo ONO-ESE, que se
extiende desde la mencionada zona en el lado chileno, pasando por el Paso Copahue, y del
lado argentino involucra las lagunas Las Mellizas, el área geotermal de Las Máquinas y el
sector norte del lago Caviahue.
Las manifestaciones de Chancho-Co generan una reducida área de alteración
hidrotermal de tipo ácido-sulfática, de similares características y asociación mineralógica que
las restantes áreas geotermales ubicadas en territorio argentino, con la particularidad de estar
ubicadas sobre el flanco norte del edificio volcánico en un área con una fuerte pendiente. Las
manifestaciones fluidas involucran fumarolas y vertientes calientes, que generan piletas
burbujeantes y de fango (fig. 2.13b). En torno a los puntos de emisión pueden identificarse
depósitos de Azufre y halos de colores verde-grisáceos y blanquecinos, que corresponden a
CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO MARIANO R. AGUSTO
46
depósitos de sulfatos que involucran alunita junto con minerales silíceos (caolinita, cuarzo,
cristobalita) y sectores naranja-amarillentos señalando la presencia de jarosita.
Figura 2.13 - a) fotografía del área geotermal Chancho-Co, b) detalle de fumarolas y aguas
burbujeantes.
aa
bb
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
47
ツAパÍフブネO 3.
ノAビツバ フテÓビナツバ
テワ ユヴヵユ ヤモヱíヵヶロヰ se describen ロモヴ ヤモンモヤヵユンíヴヵリヤモヴ ュユ ロモヴ ュリヴヵリワヵモヴ
manifestaciones y miembros que intervienen en los sistemas
カ゚ヰロヤáワリヤヰヴ ケ゚ ヮモヨヮáヵリヤヰ ラリュンヰヵユンヮモロユヴ. Conjuntamente, se desarrollan
ロモヴ ャモヴユヴ ヵユóンリヤモヴ de los pンヰヤユヴヰヴ ヲヶユ ヤヰワヵンヰロモワ ロモ ヤヰヮヱヰヴリヤリóワ
ヲヶíヮリヤモ ユ リヴヰヵóヱリヤモ de los fluidos (gases y aguas) en estos sistemas.
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
48
3.1.- Las manifestaciones fluidas de los sistemas volcánicos y magmáticos-
hidrotermales
Los fluidos magmáticos que ascienden a través de un sistema volcánico activo,
comúnmente se mezclan con fluidos meteóricos infiltrados al alcanzar profundidades someras
subsuperficiales, otorgándoles una mayor temperatura y desarrollando así un sistema
hidrotermal particular con una impronta geoquímica de tipo magmática característica. De esta
forma, los sistemas hidrotermales desarrollados en el interior de un edificio volcánico se
denominan sistemas volcánicos-hidrotermales (Hochstein y Browne, 2000). En algunas áreas
geotermales, el sistema hidrotermal es alimentado por una fuente de calor magmática como
un plutón sepultado en enfriamiento, sin que necesariamente se encuentre involucrado un
edificio volcánico, en este caso se los denomina magmático-hidrotermal. Sin embargo,
aunque los sistemas volcánicos-hidrotermales han sido identificados como un caso particular
de sistemas geotermales magmáticos, con características químicas e isotópicas distintivas de
sus fluidos, es importante considerar que en muchas ocasiones se utilizan estas
denominaciones como sinónimos (Delmelle.y Bernard, 2000; Varekamp et al., 2000).
Los sistemas volcánico-hidrotermales están principalmente relacionados con
estratovolcanes o calderas recientes y presentan manifestaciones superficiales características
relacionadas con la emisión de los fluidos hidrotermales (gases y aguas). Estas
manifestaciones, en un esquema ideal están zonadas espacialmente con respecto al centro
volcánico de emisión, por ejemplo: en el cráter activo que actúa como centro emisor es común
encontrar emisiones gaseosas puntuales denominadas fumarolas o solfataras, y en el caso de
contar con un efectivo aporte de agua suelen formarse lagunas cratéricas ácidas y calientes;
hacia los flancos del edificio volcánico, es común encontrar emisiones gaseosas puntuales
como las antes mencionadas o en forma de gases difusos, muchas veces imperceptibles a la
vista, también es común que se generen manifestaciones de vertientes ácidas y calientes
(sulfatadas y cloruro-sulfatadas) donde se produce la intersección de la capa freática y la
superficie, esta situación en algunos casos menos comunes puede dar lugar a la generación de
arroyos ácidos. A menores alturas se pueden reconocer vertientes termales con pH cercanos a
la neutralidad, clorurados o en algunos casos bicarbonatados-clorurados, como consecuencia
de la mayor interacción y dilución de los fluidos magmáticos originales (Kempter y Rowe,
2000; Giggenbach y Corrales Soto, 1992). Una zonación esquemática de estas descargas se
observa en la figura 3.01.
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
49
Figura 3.01 - Esquema idealizado de un sistema volcánico hidrotermal. Se indican las distintas manifestaciones superficiales y componentes involucrados.
El vapor y la mayoría de los gases magmáticos condensan a profundidades cercanas a
la superficie favorecidas por la interacción con aguas meteóricas infiltradas, produciendo
aguas ácidas que pueden ser descargadas con alta temperatura para formar lagos cratéricos
ácidos en las zonas de cráteres activos, o vertientes calientes ácidas hacia los flancos de los
edificios volcánicos. El pH de estas aguas es usualmente menor a 2 y por lo general producen
un importante lixiviado de la roca. Los condensados ácidos se mueven pendiente abajo en
forma subsuperficial y se mezclan con aguas subterráneas someras, neutralizándose
lentamente mediante la progresiva interacción fluido-roca. Vertientes ácidas de menor
temperatura se desplazan pendiente abajo con valores de pH relativamente mayores. Los
condensados cerca de la superficie pueden ser canalizados como arroyos ácidos, estos son
típicos de sistemas volcánicos-hidrotermales y suelen situarse en los flancos externos aguas
debajo de los edificios volcánicos.
A las manifestaciones gaseosas puntuales se las reconoce en forma general como
fumarolas y así serán denominadas durante el presente trabajo. Sin embargo, en la literatura
se las puede encontrar el término fumarolas junto con mofetas o solfataras, según las
FUMAROLAS Y LAGUNA CRATERICA
Precipitaciones
Fumarolas del sistema hidrotermal
Vertiente
ACUÍFERO HIDROTERMAL
Vertiente
Gases difusos del sistema hidrotermal
N2, He, Ne, Ar, HC
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
50
características de la emisión. En estas clasificaciones, el término fumarola ha sido usado para
describir bocas de emisión que descargan vapor a altas velocidades (mayores a 150 m/s). Las
fumarolas asociadas con sistemas volcánicos-hidrotermales contienen cantidades
considerables de gases magmáticos agresivos, como por ejemplo HF, HCl y SO2. Si el
componente magmático es dominante (con SO2), la temperatura de las fumarolas puede ser
mayor a los 130°C, pero donde el principal componente es hidrotermal (con H2S en lugar de
SO2) por lo general son menores a 130°C. Para el caso de las mofetas, el término ha sido
aplicado estrictamente para las emisiones puntuales cuya composición es exclusivamente
vapor de agua. Por otro lado, el término solfatara deriva de un nombre dado en los Campos
Flegreos (Italia) que es un sistema volcánico-hidrotermal activo confinado en una caldera. Las
solfataras en este caso depositan grandes cantidades de azufre alrededor de sus puntos de
emisión y descargan vapor de agua, CO2 y H2S (raramente SO2). Estas manifestaciones
también incluyen depósitos de minerales sulfatados como alunita, natroalunita, jarosita, yeso
y un rango de sulfatos hidratados por lo general efímeros. En la medida que los condensados
ácidos progresivamente se van neutralizando por interacción con la roca de caja se puede
llegar a formar esmectitas. Sin embargo, el proceso de alteración es dominantemente
destructivo, donde la sílice amorfa que se deposita en estos ambientes como sílice residual, es
principalmente derivada de las rocas circundantes y permanece en la superficie mientras que
el resto de los constituyentes son lixiviados (Hochstein y Browne, 2000).
En algunas ocasiones, en los puntos de emisión asociados a las fumarolas se forman
acumulaciones de aguas que dan lugar a encharcamientos denominados piletas, pailas u
olletas. Estas aguas acumuladas, suelen ser calentadas por la emisión y por ello se emplea el
término descriptivo aguas calentadas por vapor (ACV), que se utilizará en este trabajo. Las
aguas pueden mostrar un burbujeo leve a moderado o intenso y con temperaturas cercanas al
punto de ebullición, y por esto se las denomina con los términos descriptivos en inglés
“bubbling pools” y “boiling pools”, respectivamente. Para los casos en que estos
encharcamientos presentan un aspecto fangoso se los denomina “mud pools”.
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
51
3.2.- Evolución de los fluidos en los sistemas volcánicos y magmáticos-
hidrotermales.
Cuando un aparato volcánico está en reposo, la mayor parte de la actividad se debe a
la circulación de los gases a través del sistema de fracturas, mezclándose con aguas
meteóricas o subterráneas originando acuíferos geotérmicos, fumarolas, etcétera. Así, las
características químico-físicas de las emisiones de gas y de las aguas termales que
observamos en estos ambientes, no son otra cosa que el resultado de una larga serie de
interacciones, de tipo sólido-líquido, sólido-gaseoso y líquido-gaseoso, entre los componentes
profundos (magmáticos) y superficiales (hidro-atmósféricos). Uno de los principales factores
que gobierna los grandes procesos de transformación, desde ambientes profundos hasta
someros, metamórficos o metasomáticos, tanto en sistemas roca dominados como fluidos
dominados, es la variable llamada “relación agua/roca o fluido/roca”. Si bien esto fue
rigurosamente definido para sistemas cerrados, puede ser aplicado exitosamente en sentido
cualitativo considerando los efectos relativos de las fases involucradas, para el mejor
entendimiento de la dinámica de los sistemas geológicos (Ellis y Mahon, 1964; Cioni et al.,
1984; White y Hedenquist, 1990; Giggenbach, 1988 y 1997; Reed, 1997; Chiodini y Marini,
1998; Arnórsson 1985 y 2000, entre otros), en particular para los sistemas que son objeto de
este trabajo, los sistemas volcánicos y magmáticos hidrotermales. De esta manera, el estudio
de las manifestaciones de fluidos volcánicos (gases fumarólicos y aguas termales), permite
caracterizar el estado del sistema, determinar un patrón de comportamiento geoquímico y dar
un aporte invalorable en el seguimiento de los volcanes activos (Giggenbach y Glover 1975;
Takano 1987; Chiodini et al., 1991; Brown et al. 1991, Rowe et al. 1992; Varekamp et al.
2000, entre otros).
Cuando se producen perturbaciones de los sistemas magmáticos hidrotermales, estas
se manifiestan generalmente mediante una serie de variaciones en la composición química de
los fluidos en ascenso. La importancia de este campo de la volcanología se multiplica cuando
se relacionan las variaciones químicas con la sismicidad y la deformación del edificio
volcánico. Particularmente, la disciplina que aplica la geoquímica al estudio de fluidos
volcánicos hidrotermales, permitirá identificar anomalías dentro de un patrón de
comportamiento establecido para el sistema, y así progresar en la determinación de
precursores de una eventual actividad eruptiva.
Este estudio se realiza a partir del análisis geoquímico de las emisiones fluidas, tanto
de aguas como gases fumarólicos, permitiendo identificar las características del sistema
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
52
magmático profundo que da lugar a la formación del área geotérmica que alimenta las
manifestaciones hidrotermales en superficie. Los resultados de los análisis geoquímicos sobre
las muestras de aguas y gases permitirán un estudio enfocado en la determinación de 1) el
origen de los emisiones fluidas que se manifiestan tanto en el edificio volcánico como en las
áreas geotérmicas aledañas, 2) las condiciones dominantes en el sistema volcánico-
hidrotermal subsuperficial 3) las características del sistema magmático profundo que alimenta
el sistema subsuperficial.
Como estos sistemas prevalecen a lo largo de límites de placa convergentes, tal es el
caso de la zona de estudio, el volcán Copahue, se dará un mayor énfasis al origen y evolución
de estos sistemas asociados a este tipo de ambientes tectónicos.
3.2.1.- Ingreso de volátiles al sistema profundo, desgasado magmático y reciclado
vía subducción.
Varias de las especies gaseosas disueltas en los fundidos silicáticos presentan una muy
baja solubilidad, y en la medida que disminuye la presión del sistema que los contiene su
solubilidad se hace menor, dando lugar a una mayor exsolución y posterior escape del
sistema. A estas especies gaseosas se las denomina volátiles magmáticos, y pueden ser tanto
inertes como reactivos. Estos componentes volátiles, eventualmente, alcanzarán la superficie
imprimiendo características determinantes en las manifestaciones superficiales de los sistemas
volcánicos y magmáticos hidrotermales. La separación de vapor desde los distintos tipos de
magmas, es comúnmente acompañada por los fraccionamientos químicos e isotópicos de los
volátiles disueltos de acuerdo con sus diferentes solubilidades en los fundidos magmáticos
(Carroll y Holloway, 1994).
En la figura 3.02 se puede observar como el proceso de exsolución de gases controla
la composición de volátiles desprendidos de un fundido ascendente, en función de la presión y
temperatura (Giggenbach, 1996). Las dos partes de la figura 3.02 son enlazadas mediante la
variable común RV, representando la relación en volumen de vapor/fundido. Para una
concentración inicial dada de un volátil i en un fundido magmático ci,o (en mg/kg), RV es
referido a la presión total, Pt (en bares), según:
TiTiVoit KQRcP ,,, )1/( [3.1]
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
53
donde Ki,T es la constante de la Ley de Henry, ci/Pi (en mg/kg-bar), para el volátil i disuelto en
un fundido. Esto es a temperatura T (en °K), referido al coeficiente de distribución de
volumen vapor/fundido Qi según:
)/(10 ,6
, TimiTi RTQMWK [3.2]
donde MWi es el peso molecular de las especies i, m la densidad del fundido, 2,9 kg/dm3, y
R es la constante de los gases 82,05 cm3/K-mol. La fracción Xi,m del volátil i remanente en el
fundido es dado por:
)1/(1 ,, TiVmi QRX [3.3]
Figura 3.02 - Efectos de la exsolución de vapor en la composición de volátiles que permanecen o son liberados del fundido en función de la presión o profundidad. (a) fracción Xi,m del volátil i que permanece en el fundido magmático en función de la relación vapor/fundido Rv. (b) relación vapor/fundido de magmas con contenido inicial de CO2 de 1000 a 10000 mg/Kg en función de la presión (Kbar) o la profundidad (km). (modificado de Giggenbach, 1997).
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
54
En la figura 3.02 las líneas son dibujadas de Pt como una función de RV para
contenidos de CO2 iniciales de 1000 y 10000 mg/kg y para relaciones H2O/CO2 en peso de 1
a 5. Los efectos de la presencia de vapor de agua fueron evaluados usando un valor de QH2O, a
1200ºC, de 2,0 basado en datos reportados por McMillan y Holloway (1987) y Holtz et al
(1995).
El estudio de elementos volátiles permite evaluar tanto las características y cambios de
los sistemas profundos y superficiales (especialmente los reactivos), como el origen y
evolución del planeta (especialmente los inertes). Los elementos reactivos tienden a
equilibrarse en todo momento con otros componentes del ambiente en que se encuentran, de
esta manera, a través de ellos se puede obtener información de los ambientes involucrados y
sus constituyentes. La discusión sobre la suerte de las especies reactivas en la interfase
magmático-hidrotermal, durante el trayecto de ascenso hacia la superficie, requiere la
identificación de los procesos químicos mayores que controlan su evolución (Giggenbach,
1997) y se detallarán más adelante. Del estudio de los gases inertes, es posible obtener mayor
información no solo de las características de los ambientes de generación, sino también
avanzar en el conocimiento del origen y la evolución de la Tierra, debido a que su muy baja o
nula reactividad permite transmitir información adquirida desde su origen. Estos elementos
volátiles inertes, en su mayoría gases nobles, ingresan a la atmósfera terrestre y brindan
información tanto a partir de isótopos estables como radigénicos. Las relaciones isotópicas,
entre los nucleidos radiactivos parentales y los no radigénicos en los gases inertes, reflejan
cambios en las distintas partes de la Tierra que son químicamente distintivas y físicamente
separadas. El He y el Ar son especialmente interesantes en este sentido.
Durante el ascenso de un fundido magmático, la relación de volumen vapor/fundido se
incrementa y por lo tanto la proporción de volátiles exsueltos. Los gases nobles Xe, Kr y Ar
abandonan el fundido primero y se pueden asumir como completamente exsueltos a valores
de Rv de 0,01 o vesiculaciones de 1%. El CO2 junto con el Ne y el He son exsueltos en mas de
un 90% cuando la relación vapor/fundido Rv es de 0,1 (figura 3.02a). El grado de exsolución
y vesiculación de un cuerpo magmático está controlado por la composición y profundidad del
mismo. Un fundido con contenidos iniciales de CO2 de 1 % y relaciones de H2O/CO2
cercanos a 5, a una profundidad de 6 km presenta una vesiculación cercana al 40% (figura
3.02b).
Algunos procesos geológicos como la generación y circulación de losa oceánica, y la
erosión continental afectan a los flujos de He desde los distinto reservorios de
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
55
almacenamiento en el planeta (Jackson, 1998). Como resultado, la relación de 3He no
radigénico con el 4He radigénico en diferentes rocas y cuerpos de agua caracterizan las
distintas fuentes de He: por ejemplo el helio del aire es relativamente pobre en 3He comparado
con el helio en los basaltos de dorsales centrooceánicas y hot spots como los de Hawai. Esto
se debe a que la mayoría del helio en el aire proviene de roca de corteza continental, rica en
uranio y torio, que generan cantidades significativas de 4He a partir del decaimiento
radioactivo. Estas rocas han evolucionado cerca de la superficie durante largos periodos
geológicos y probablemente su 3He original desprendido hacia el aire haya sido perdido por la
atmósfera hace ya mucho tiempo atrás. Solo fuentes que se encuentren profundamente
sepultadas pueden retener aún el 3He que se encontraba inicialmente presente en la Tierra
cuando esta se formó a partir de los objetos de la nebulosa solar. Los valores
comparativamente altos de la relación 3He/4He de los basaltos de Hawai (Carroll y Holloway,
1994, Giggenbach, 1997) sugieren que estos serían derivados, al menos en parte, de una
región profunda del manto, posiblemente a partir de un remanente de material no desgasado
desde los inicios de la historia de la Tierra.
De manera similar, investigaciones sobre 40Ar radigénico (producido a partir del
decaimiento radiactivo de 40K) comparado con el 36Ar no radigénico, tanto en rocas terrestres
como meteoríticas, sugiere que en el manto terrestre se pueden diferenciar dos sectores en
relación con el contenido de este componente (Jackson, 1998; Wallace y Anderson, 2000).
Una de estos sectores ha perdido la mayoría de su Ar y probablemente la mayor parte de todos
sus volátiles, incluyendo los mas reactivos como el H2O, que son fácilmente disueltos en las
fundidos silicáticos y llevados a superficie por magmas. La otra parte parece tener aún mucho
de su Ar no radigénico (36Ar) y evidentemente se mantiene en un estado relativamente
primordial. Casi todo el argón en aire es 40Ar, pero hay menos 40Ar que lo que se esperaría
basado en el contenido de 40K de la Tierra, que es en forma independiente razonablemente
bien conocido. Por lo tanto, debe haber una parte importante de la Tierra que contenga la
porción del 40Ar, que ha sido producido por el decaimiento radiactivo de 40K durante la
historia del planeta, y que aún no ha alcanzado la atmósfera.
Los estudios de gases nobles son consistentes con la teoría de que durante la historia
temprana del planeta, la Tierra se encontraba cubierta por un profundo ”océano de magma”,
causado por la transformación a calor de parte de la energía potencial gravitacional del
material acrecionado (Wallace y Anderson, 2000). Los volátiles inertes, predominantemente
se deberían haber desgasado y concentrado en la atmósfera durante la formación del planeta.
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
56
Esta atmósfera temprana podría haber sido perdida en su gran mayoría por la Tierra como
consecuencia de la gran actividad solar y los violentos impactos meteoríticos. Cantidades
significativas de volátiles reactivos como el H2O habrían estado disueltos en el océano
magmático. La subsiguiente cristalización de este magma y la formación de minerales pobres
en H2O habrían promovido el desgasado y concentración de los volátiles reactivos en este
líquido residual en disminución, dando lugar a la formación, crecimiento y escape de burbujas
de gas.
Es conceptualmente importante que la actual tasa de desgasado de gas inerte no
radigénico y primordial, desde el magmatismo de dorsales centrooceánicas (basado en la tasa
de 3He y la relación de este último con otros gases inertes), multiplicada por la edad de la
tierra, resulta mucho menor que el total de neón y argón no radigénico que hay actualmente en
la atmósfera terrestre (Wallace y Anderson, 2000). Esto implica que la tasa de desgasado del
planeta fue mucho mayor en el pasado, o que una cantidad significativa de gas inerte ha sido
aportada a la zona superficial del planeta por la caída de meteoritos. La actual composición
isotópica de los gases inertes no-radigénicos que están siendo desgasados por el planeta, es
notablemente diferente de la que se encuentra en el aire. Esta discrepancia puede, sin
embargo, ser atribuida a una pérdida preferencial de la atmósfera terrestre de los isótopos de
menor masa.
La subducción provee un mecanismo mediante el cual los sedimentos y corteza
oceánica alterada son reciclados en el manto. Los sedimentos y la corteza alterada son
relativamente ricos en dos de los más importantes volátiles reactivos: CO2 almacenado en
carbonatos y H2O presente tanto en agua poral como en los minerales hidratados como las
arcillas. El CO2 es el mas volátil de los constituyentes mayoritarios de una fase vapor
magmática. Sus constantes de la Ley de Henry son efectivamente independientes de la
temperatura y tipo de magma. Para fundidos basálticos, Pawley et al. (1992) reportó un valor
de 0,49 mg/kg-bar, mientras que Blank et al. (1993) da una de 0,63 mg/kg-bar para fundidos
graníticos; ellos corresponden a un valor promedio de Qi de aproximadamente 250. De
acuerdo con la figura 3.02b, un fundido con contenidos iniciales de CO2 de 1000 mg/kg se
comenzaría a vesicular a presiones de aproximadamente 2 kbares o profundidades de
aproximadamente 6 km. La presencia de agua tendría un efecto menor sobre la presión total.
A contenidos factibles de CO2 de 10000 mg/kg, o 1 % en peso, la vesiculación comenzaría a
presiones de 20 kbares. Esto correspondería a profundidades de casi 60 km, aproximadamente
la zona de generación de magma del arco, y soportaría la premisa de que una fase vapor
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
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separada se encuentra presente en magmas andesíticos ascendentes durante todo el trayecto
desde su origen hasta la superficie (Giggenbach, 1996).
Durante el proceso de subducción, la mayoría de los minerales hidratados se
descomponen a minerales anhidros, con la consecuente liberación de vapor de agua, a medida
que las rocas subductadas se calientan. El agua poral y el agua liberada de los minerales
hidratados tiende a ascender, incrementa la presión a partir del colapso poral por el peso de las
rocas suprayacentes y fuerza la salida del agua de las rocas en ambientes profundos. Es
posible que existan almacenamientos de agua en profundidad, debido a estudios
experimentales que muestran que algunos silicatos magnesianos densamente hidratados son
estables a presiones y temperaturas muy altas. También pueden encontrarse pequeñas
concentraciones de agua en forma estructural como OH- en minerales como olivinas y
piroxenos (Wallace et al., 1995; Jackson, 1998). Los magmas basálticos asociados a
subducción son notablemente mas ricos en H2O que los asociados a dorsales centrooceánicas
o islas oceánicas, y estos pueden retornar a la superficie la mayoría o toda el agua subductada.
Solo una fracción menor del agua subductada puede ser incorporada al circuito dentro del
manto profundo.
Las rocas carbonáticas, si se mezclan con rocas cuarzosas sufrirán reacciones de
decarbonatación durante la subducción en la zona de corteza profunda y superficie del manto
superior, dando lugar a la formación de CO2 gaseoso y su consecuente retorno a superficie.
Esta puede ser una fuente de una parte del CO2 en reservorios gaseosos y vertientes calientes,
sin embargo en estos ambientes, la mayoría del CO2 proviene de fuentes superficiales como
aguas subterráneas calentadas. Las rocas carbonáticas sin mezcla, o con minerales pobres en
sílice, son refractarias y pueden mantenerse estables hasta grandes profundidades en el manto.
La subducción de estas rocas puede potencialmente introducir CO2 como roca carbonática en
el manto profundo donde puede persistir. La subducción de rocas carbonáticas posiblemente
aumentó durante los últimos 180 millones de años, debido a la evolución biológica de
foraminíferos pelágicos y la formación de abundante carbonatos oceánicos subductados en
profundidad, revirtiendo posiblemente el flujo de CO2 desde la corteza hacia el manto
nuevamente (Carroll y Holloway, 1994). Sin embargo, el flujo de CO2 asociado al volcanismo
en áreas de subducción está aún pobremente estudiado.
La residencia en profundidad del CO2, dentro de una estructura mineral, es posible
debido a que a profundidades de manto somero los minerales carbonáticos como las dolomita
se vuelven estables en un arreglo de minerales silicáticos. Bajo condiciones de presión y
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
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temperatura en las que la dolomita es estable en el manto, el CO2 es muy soluble en fundidos
silicáticos y pueden favorecer la fusión parcial a temperaturas relativamente bajas (Jackson,
1998; Wallace y Anderson, 2000). El ascenso de magmas ricos en carbonatos está
caracterizado por la liberación de CO2 a presiones someras de manto superior. Las cantidades
anuales de volátiles reactivos como H2O y Cl que son subductados están en el rango, en
estimaciones groseras, de lo que es retornado a superficie en los arcos magmáticos. Si el H2O
y el Cl subductado no retornara a la superficie, entonces la formación, alteración y subducción
de corteza oceánica consumiría el agua y la sal de los océanos. Sin embargo, es sabido que la
corteza y el agua oceánica han existido durante la mayor parte de la historia de la Tierra y la
subducción no ha causado el vaciamiento de los océanos. Por lo tanto, toda el agua perdida en
la corteza oceánica alterada es seguramente devuelta a los océanos, en su mayoría, mediante
la deshidratación de la corteza subductada y el magmatismo relacionado a esta subducción
(Wallace et al., 1995).
Debido a que el H2O es unos de los volátiles magmáticos de mayor solubilidad, el
desprendimiento desde un fundido es un proceso que cobra relevancia a profundidades más
someras. Mientras la mayoría de los volátiles se pierden hacia la fase gaseosa, cerca del 80%
del agua continua en el fundido (figura 3.02). Las solubilidades de las especies de S, Cl y F
son relativamente altas también si se las compara con el CO2, y son fuertemente dependientes
de la presión y la composición del fundido (Shinohara et al., 1989). En la figura 3.02, la curva
del HCl representa su solubilidad a presiones cercanas a la atmosférica, mientras que para el
Cl total se indican además dos curvas para presiones de 1 y 2 kbar. La alta solubilidad de las
especies que contienen S, Cl y F hace prever que serán exsueltas en un grado mayor solo a
valores de Rv > 1, que corresponden a profundidades menores a 1 km (Giggenbach, 1996).
De acuerdo con las evaluaciones teóricas que se desprenden de la figura 3.02, y los
datos obtenidos experimentalmente por numerosos autores (Wyllie y Tuttle, 1961; Kilinc y
Burham, 1972; Matsuo, 1986; Shinohara et al., 1989; Webster, 1992; entre otros), se ha
definido un orden de exsolución o escape de los volátiles magmáticos mayoritarios de la
siguiente forma: CO2 > S > HCl > H2O > HF. Donde en una situación ideal de desgasado a
partir de un magma fresco, debería notarse inicialmente mayores valores de CO2 por ser el
volátil más insoluble y concentraciones decrecientes hacia el HF más soluble. De esta forma,
a medida que el desgasado avanza, las concentraciones deberían acusar un empobrecimiento
en los compuestos más insolubles y un aumento relativo en los más solubles. Sin embargo,
estas situaciones ideales y controladas en laboratorio muy pocas veces se reproducen en forma
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
59
exacta en los ambiente naturales, sino solo parcialmente debido a la acción de otros factores.
Las concentraciones de H2O resultan ser mucho mayores a las esperadas en gases de origen
magmático, pudiendo alcanzar hasta el 99% en volumen en muchos casos (Gigenbach, 1987).
Estos altos valores de H2O se deben a los distintos aportes al flujo magmático original
provenientes de la roca de caja o el ambiente hidroatmosférico.
De acuerdo con lo expuesto, se reconoce que uno de los principales procesos que
controlan las variaciones en la composición de las emisiones gaseosas es la separación gas-
fundido (dependiente de la solubilidad de las especies) o desgasificación parcial del magma.
Sin embargo, debido a la complejidad en el comportamiento de las distintas especies, la
variación composicional de las manifestaciones fluidas superficiales se ve afectada también
por la acción de otros procesos que operan en el sistema, y que ocurren en distintas etapas del
trayecto que realizan los fluidos desde que se desprenden del fundido magmático hasta el
punto de emisión en superficie.
3.2.2.- Procesos que controlan la evolución química de los fluidos en ascenso.
A partir del desprendimiento de los volátiles desde el cuerpo magmático, los
componentes de la fase fluida comienzan inevitablemente a enfriarse y transformarse, en
menor o mayor grado en función de las reacciones en las que se encuentren involucrados.
Estos componentes pueden interaccionar entre ellos, incluso aún dentro de la roca parental, o
con otros componentes ajenos al sistema magmático original, provenientes de la roca caja y/o
fluidos de origen meteórico. La permanente interacción, entre los distintos actores de un
sistema y su entorno, se produce siempre tendiendo a alcanzar el equilibrio. Sin embargo, esta
situación no siempre se alcanza sino solo parcialmente a través de equilibrios menores en
forma local. Los grandes sistemas de la tierra nunca están completamente en equilibrio, y los
sistemas geotérmicos (involucrando al sistema magmático profundo y los acuíferos
subterráneos asociados) constituyen buenos ejemplos de esto. En una escala de tiempo corta,
pueden ser vistos como estacionarios, es decir que cada parte del sistema permanece sin
cambios. Pero por otro lado, en una escala de tiempo geológica los sistemas geotérmicos son
transitorios (Arnórsson, 2000), cada sistema tiene una vida limitada y cada parte del sistema
cambia, es decir evoluciona, a lo largo de su historia.
A modo de ejemplo, si consideramos la convección en un acuífero, desde la zona de
recarga hasta la descarga en el campo geotérmico, es obvio que existen variaciones en la
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
60
temperatura, la presión y los gradientes composicionales a lo largo del sistema. El sistema no
puede estar en un equilibrio completo. Sin embargo, numerosos estudios han señalado que en
los sistemas geotérmicos existe equilibrio entre los fluidos y los minerales (Giggenbach, 1984
y 1988; Krauskopf y Bird, 1995; Arnórsson 1985 y 2000). Un modo más preciso de describir
esta situación sería decir que los estudios geoquímicos de los sistemas geotérmicos indican
que los fluidos se aproximan al equilibrio químico con algunos minerales de la roca. En este
caso, la condición de equilibrio entre fluidos y minerales en un sistema geotérmico se basa en
el concepto de equilibrio local. Este concepto asume que uno puede aislar un pequeño
volumen, o una parte de un sistema mayor, de modo que dentro del mismo el equilibrio se
mantenga, o mejor dicho, que se le aproxime bastante, de modo que se pueden aplicar a ese
sub sistema todas las variables y relaciones termodinámicas (Arnórsson, 1985).
Otra cuestión a considerar, es que la termodinámica no se ocupa de la velocidad de las
reacciones químicas, el concepto de equilibrio se refiere solo al resultado final, no al proceso
para alcanzarlo (Krauskopf y Bird, 1995). Los temas concernientes de las velocidades y
mecanismos de reacción pertenecen a la cinética, la otra disciplina mayor de la química física.
De acuerdo con esto, Arnórsson (2000) sugiere que en los sistemas que involucran fluidos
subterráneos las reacciones químicas se pueden clasificar en dos tipos: homogéneas y
heterogéneas. Por reacciones homogéneas se consideran a aquellas reacciones desarrolladas
entre componentes en la fase acuosa. Mientras que reacciones heterogéneas son aquellas
reacciones que involucran componentes de la fase acuosa y algún mineral o minerales de la
roca.
En las reacciones homogéneas las velocidades dependen únicamente de la
temperatura, de la constante cinética (tasa de reacción) y de cuán lejos está el sistema del
equilibrio. En cambio, en las reacciones heterogéneas la velocidad depende también del área
superficial entre las fases, además de la temperatura, la constante cinética y de cuán lejos está
el sistema del equilibrio. En este punto, se debe considerar que el equilibrio exacto es solo un
caso hipotético limitante, y que mientras la reacción avanza hacia el equilibrio la velocidad se
reduce exponencialmente. Según Arnórsson (2000), el grado de proximidad de un equilibrio
químico local específico en un sistema de estas características depende de:
1. temperatura del sistema,
2. velocidad de flujo de materia entre fases y especies acuosas en el sistema
3. velocidad de flujo de materia a través del sistema
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
61
4. cantidad de transferencia de masa requerida para alcanzar el equilibrio.
Los conceptos de equilibrio y velocidad de reacción, deben ser considerados para
entender el comportamiento de dos importante variables involucradas en la evolución de los
fluidos volcánicos y magmáticos hidrotermales, el potencial redox y la acidez (Giggenbach,
1997). Algunas reacciones homogéneas son rápidas y las condiciones de equilibrio pueden
aproximarse en pocos segundos, una reacción de este tipo es la que ocurre entre iones H+ y
bicarbonato. Otro tipo de reacciones homogéneas, las reacciones de óxido-reducción, son
lentas. Como ejemplo se pueden citar reacciones entre sulfuro disuelto y sulfato o entre
dióxido de carbono y metano (Stumm y Morgan, 1996). Sin embargo, como se detalla más
abajo, la gran diferencia entre los contenidos relativos de los componentes que controlan el
potencial redox en los fluidos, y los componentes generadores de acidez, permitiría que en la
mayoría de los casos un sistema alcance el equilibrio con respecto al potencial redox antes de
ser alcanzado con respecto a la acidez (Reyes et al, 1993; Giggenbach, 1993).
El potencial redox y la acidez, son las dos variables de mayor relevancia, además de la
temperatura y presión, que intervienen en la evolución química de los fluidos. Según
Giggenbach (1997), cualquier evaluación detallada de la evolución química de los fluidos,
durante su viaje a través de la corteza, implica el conocimiento e identificación de los
procesos que involucran a estas dos principales variables.
3.2.2.1.- Procesos que controlan el potencial redox y la acidez
De acuerdo con estudios realizados por Giggenbach (1987), con respecto a procesos
redox que controlan la composición química de los gases volcánicos, se ha observado que el
H2 sería la especie que mejor refleja los cambios en las condiciones redox del sistema. A
partir de esta característica, la relación entre la fugacidad del H2 (fH2) y la fugacidad (presión
parcial) del vapor de agua (fH2O), es utilizada para definir la variable RH, que caracterizaría
las condiciones redox del ambiente de acuerdo con la siguiente la ecuación:
RH = log (fH2 / fH2O) [3.4]
que en el caso de gases volcánicos de alta temperatura puede ser considerada como:
RH = log (xH2 / xH2O)
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
62
donde x es la fracción molar analítica del gas. Los valores de RH están relacionados con otra
variable comúnmente utilizada para describir potenciales redox, la fugacidad de O2 (fO2),
según la ecuación:
log fO2 = 5,30 – 25,552 / T – 2 RH [3.5]
determinada (donde temperatura T es en ºK) mediante el uso de datos termodinámicos
aportados por Barin y Knacke (1973) para el equilibrio de la fase vapor,
2 H2O (g) 2 H2 (g) + O2 (g) [3.6]
Según el mismo autor (Giggenbach, 1987, 1992c), en sistemas hidrotermales de bajas
temperaturas (< 350ºC), la fO2 no sería una variable adecuada debido a que los contenidos de
O2 en el equilibrio son muy dificultosos de medir. De esta manera, el RH se vuelve una
variable mucho más relevante y factible de medir. En contraste con la dependencia de las altas
temperaturas de la fO2 para fluidos en equilibrio con roca de la corteza, el RH se mantiene
prácticamente constante y se puede tomar un valor de -2,8 para describir el potencial redox
del equilibrio a las distintas temperaturas de interés. Este valor corresponde al equilibrio
alcanzado por fluidos acuosos con roca conteniendo Fe divalente (FeO) y trivalente (FeO1,5)
en cantidades aproximadamente iguales. Esto fue calculado mediante el uso de fayalita
(simbolizado para este fin como FeO) y hematita (FeO1,5) como fases minerales, que
contienen hierro en esos dos estados de oxidación, mas adecuadas termodinámicamente para
representar las condiciones de este tipo de sistemas.
En la figura 3.03 de Giggenbach (1997), se presentan valores de RH para gases de alta
temperatura en función de la temperatura de la descarga, de manifestaciones gaseosas de
distintos ambientes magmáticos tectónicos (Shinohara et al., 1993; Giggenbach y Matsuo,
1991; Giggenbach, 1996), junto con las líneas de isoactividad para los pares redox mas
importante que involucran a las fases gaseosas y minerales. Las líneas que involucran
CH4/CO2 y H2S/SO2 indicadas como “surface” corresponden a estados equilibrios cercanos a
la superficie, mientras que aquellas indicadas como “brine” corresponden a ambientes
profundos. Los puntos ploteados siguen claramente la tendencia sugerida por la línea de
coexistencia H2S-SO2 a presiones cercanas a la atmosférica. De esta manera, el autor
determina que los gases volcánicos estarían controlados a bajas presiones y temperaturas por
el buffer H2S/SO2, las dos especies gaseosas de S en sus estados de oxidación más
importantes bajo condiciones magmáticas (Giggenbach, 1997).
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
63
Figura 3.03 - Valores de RH para gases de alta temperatura en función de la temperatura de descarga para distintos ambientes magmático tectónicos (basálticos: KL, Kilauea; SN, Galápago; y andesíticos: PP, Papandayan; WI, White Island; VU, Vulcano; NG, Ngauruhoe; SI, Satsuma Iwojima), junto con las líneas de isoactividad para pares redox mayores que involucran componentes gaseosas y minerales. (modificado de Giggenbach, 1997).
A medida que los gases volcánicos se van enfriando, se vuelvan más oxidantes con
respecto a la roca. De esta manera, la persistente interacción de vapores originalmente
magmáticos con la roca a temperaturas en descenso, puede conducir a una oxidación gradual
de la roca con la consecuente reducción del gas. Un ambiente seco gas dominado, típico de
conductos tipo chimenea con sistemas hidrotermales centrados en estructuras volcánicas, son
menos propensos a alcanzar el equilibrio con la roca que aquellos ocupados por soluciones
acuosas de sistemas líquido-dominados (Reyes et al., 1993).
En los sistemas donde la fase acuosa controla las condiciones del ambiente, las
temperaturas suelen ser menores y los tiempos de residencia más prolongados. De esta
manera, se logra una absorción mas efectiva de los volátiles originalmente magmáticos por
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
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parte de las aguas subsuperficiales invadidas, lo que conduce a la formación de soluciones
altamente reactivas. En la figura 3.03, se ilustran los procesos que comúnmente controlan las
condiciones redox en sistemas hidrotermales líquido-dominados según valores de RH en
función de la temperatura.
En contacto con agua líquida, el SO2, uno de los componentes mayoritarios de la fase
vapor magmática, sufre un proceso de dismutación según la siguiente reacción:
4 SO2 (ac) + 4 H2O (l) H2S (ac) + 3 H2SO4 (ac) [3.7]
para formar H2S y alguna de las especies de sulfato (H2SO4, HSO4- o SO4
=), dependiendo de
la acidez (Murray y Cubicciotti, 1983). Así, en sistemas líquido dominados, las condiciones
redox comenzarán a ser controladas por la coexistencia del H2S y especies sulfato en lugar del
SO2. Para esta situación, Ellis y Mahon (1977) y Henley y Ellis (1983), explican el control del
potencial redox por las concentraciones de sulfato (SO4=) y bisulfato (HSO4
-) con respecto a
sulfuro de hidrógeno (H2S) y bisulfuro (HS-), en función de la fugacidad de O2 (fO2). De
manera similar, Naboko y Karpov (1977) y Pampura et al. (1975) evalúan estas variaciones
en las condiciones redox y acidez, durante el ascenso y enfriamiento de los fluidos, a través de
los típicos diagramas Eh-pH.
En la figura 3.04, Giggenbach (1997) señala en forma esquemática como la evolución
de la solución buffer H2S-especie sulfato, que controla las condiciones redox del ambiente,
dependerá de la otra variable principal, “la acidez”. En este sentido, se ilustran como ejemplo
líneas de isoactividad de H2S-sulfato para valores de pH de 3 y 6.
A pH de 3, la línea de fluido buffer atraviesa la línea de coexistencia pirita-alunita
calculada según la reacción [3.8] a temperaturas de 250ºC aproximadamente.
2 FeS2 + 2 KAl3Si3O12H2 + 19 H2O 2 KAl3(SO4)2(OH)6 + Fe2O3 + 6 SiO2 (s) + 15 H2
[3.8]
En contacto con estas soluciones altamente oxidantes, cualquier hierro divalente de la
roca es inmediatamente oxidado a Fe3+. De esta manera, la hematita ha sido la especie
termodinámicamente más adecuada para balancear la pirita. Se asume a las micas de potasio
como el aluminosilicato (Al-silicato) más adecuado, con actividades de sílice controlada por
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
65
calcedonia, la forma microcristalina del cuarzo. La elección de cualquier otro Al-silicato,
como feldespato potásico y caolinita, generaría solo un efecto insignificante en la posición del
campo de estabilidad de la alunita.
Figura 3.04 - Buffer redox en sistema hidrotermal líquido-dominado con estrecha asociación volcano-mamgática. (modificado de Giggenbach, 1997).
A pH 6, la línea de fluido buffer atraviesa el límite de coexistencia pirita-anhidrita,
calculado en base a la reacción [3.9]:
2 FeS2 + 4 Ca-Al 2-silicato + n H2O 4 CaSO4 + Fe2O3 + 4 Al2-silicato + 15 H2 [3.9]
donde los valores de n dependen de la naturaleza del aluminosilicato de Ca, laumontita,
wairakita o anortita según la tremperatura. El Al2-silicato es caolinita hasta los 250 ºC, y
después pirofilita (Giggenbach, 1984).
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
66
En realidad, la formación de anhidrita o alunita depende, como se observó arriba, de la
acidez de las soluciones y de la disponibilidad de los componentes involucrados en su
formación en cantidades de saturación; Ca y SO4 en el caso de anhidrita, y K, Al y SO4 en el
caso de la alunita. En el caso de sistemas hidrotermales hospedados en una roca cortical
promedio, el arreglo de equilibrio completo acomoda Na en forma de albita, K y un exceso de
Al bajo la forma de uno de los pares buffer más importantes, K-mica y K-feldespato, y Mg en
forma de clorita, hasta los 300 ºC y biotita a mayores temperaturas (Giggenbach, 1997).
El estado final de interacción de cualquier fluido con su roca de caja en un sistema de
alteración roca dominado, a una determinada temperatura, corresponde al alcance del
“completo equilibrio”, con un arreglo que contiene todos los componentes de la roca original
en la forma de sus respectivos minerales termodinámicamente estables (Giggenbach, 1984).
La elección de los minerales del equilibrio completo, es determinada mayormente por la
necesidad de representar adecuadamente el potencial químico de la roca, y no con el objeto de
generar un duplicado exacto de la composición mineralógica de la roca involucrada.
Teniendo en cuenta las variaciones en la posición de las líneas de isoactividad, debidas
a variaciones composicionales, las condiciones redox definidas por el “fluido buffer” y las
líneas de coexistencia pirita-alunita y H2S-HSO4-, coinciden cercanamente con aquellas
delineadas por Stroffregen (1987) para Summitville, Colorado, un ejemplo bien estudiado de
depósitos de “alta sulfuración” (Brantley et al., 1987; White y Hedenquist, 1990). Las
condiciones redox en estos sistemas pueden ser controladas por uno, dos y hasta tres
potenciales sistemas buffer. Todos involucran azufre en sus estados de oxidación altos (+4 o
+6) y bajos (-2), y es probablemente inútil tratar de singularizar un sistema específico. Las
distintas líneas buffer mostradas, deberían ser vistas como manifestaciones esencialmente
equivalentes de una y el mismo proceso buffer: la conversión de azufre en un estado
altamente oxidado, heredado del magma parental y presente en el vapor (disuelto o como un
sólido), a una forma más reducida, donde el agente reductor es esencialmente el Fe divalente
de la roca de caja.
Así como el Fe, en sus dos estados de oxidación, ejerce su efecto en el control redox
en rocas corticales de asociación ígnea, en las rocas sedimentarias sería el carbono
sedimentario presente en forma elemental, grafito, como hidrocarburos o carbonato el
componente que actuaría como buffer en la roca. La posición de una línea buffer de potencial
redox que involucra especies de C puede ser evaluada mediante el empleo de minerales que
forman parte del equilibrio y la reacción:
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
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C (grafito) + Ca-Al 2-silicato + KAlSi3O8 + n H2O CaCO3 + KAl3Si3O12H2 + 2 H2 [3.10]
Los valores de RH correspondientes abarcan un rango comparativamente estrecho (fig.
3.04), que va aproximadamente desde los -2,8 a 100º C hasta un máximo de -2,3 a 250º C y
nunca se desvía mucho del buffer FeO/FeO1,5. Estos dos sistemas serían entonces los que se
esperarían que contribuyan, de manera más significativa, a la capacidad buffer de las rocas
corticales para controlar el potencial redox. El buffer Fe sería el agente más importante en
rocas ígneas y el buffer C posiblemente tomaría su lugar en las rocas sedimentarias.
Como ya se mencionó anteriormente, las especies de S se encuentran entre las más
importantes generadoras de acidez en las soluciones involucradas en este tipo de ambientes.
Las otras dos especies de relevancia, que pueden ser consideradas fuentes de acidez, en
soluciones magmáticas hidrotermales son CO2 y HCl. Debido a la alta complejidad de la
química de estos sistemas acuosos, el S puede existir bajo la forma de distintas especies
generadoras de acidez, como son H2SO3, H2SO4, HSO4-, H2S y los politionatos (SxO6
2-) que a
partir de ellos se generen (Takano et al, 2000). Sin embargo, considerando que algunas de
estas especies son ácidos débiles, y que parte del contenido inicialmente alto de S magmático
es removido del sistema fluido en forma de minerales de Sulfuros o Sulfatos, en algunas
ocasiones la capacidad de las especies de S para generar acidez puede quedar limitada
(Giggenbach, 1997). En este caso, la disponibilidad de las especies CO2 y HCl por parte del
sistema, hará que contribuyan de manera mucho más significativa a la acidez de las
soluciones, particularmente en ambientes más profundos, donde las especies de azufre aún no
han sido oxidadas para generar ácidos fuertes.
En la figura 3.04 se puede observar una aproximación inicial sobre los respectivos
rangos de acción del CO2 y el HCl según Giggenbach (1996), en base a las proporciones
relativas de varias especies en equilibrio con la roca de corteza promedio. La reacción mas
importante que controla la concentración de HCl consiste en la conversión de silicatos, como
feldespatos, a silicatos laminares como illita, de acuerdo con la reacción
3 KAl3Si3O8 + 2 HCl KAl 3Si3O10(OH)2 + 2 KCl + 6 SiO2 [3.11]
La otra especie clorurada importante en solución es el NaCl, y la distribución en el
equilibrio de las tres especies (HCl, KCl y NaCl) fue evaluada mediante el uso de constantes
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
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de equilibrio reportadas por Sverjensky et al. (1991) y Shinohara et al. (1989) para soluciones
hidrotermales de alta temperatura. Según estos autores, las soluciones en equilibrio con los
feldespatos a 800ºC contienen NaCl y KCl en proporciones similares a la fracción molar de
HCl y que son cercanas a 35%. De acuerdo con la figura 3.05 , a 800ºC la relación HCl/KCl
es cercana a la unidad; sin embargo a temperaturas por debajo de los 400ºC el HCl se vuelve
una especie en solución menor, permitiendo que otras especies, como el CO2, adquieran
mayor relevancia como componentes generadores de acidez.
Figura 3.05 - Cantidad de CO2 y Cl disuelto, presente en forma de NaCl, KCl y HCl en soluciones en equilibrio con una roca cortical promedio. El contenido inicial de CO2 en la solución “magmática” se asume 10 wt% o 4 mol%. (modificado de Giggenbach, 1997).
Para estimar los contenidos de CO2 en equilibrio en soluciones hidrotermales roca-
dominadas, se emplean reacciones que involucran arreglos minerales como el siguiente:
CaAl2-silicato + KAlSi3O8 + CO2 + H2O CaCO3 + KAl3Si3O10(OH)2 + n SiO2 [3.12]
Asumiendo un contenido inicial de CO2 disuelto en los fluidos magma derivados de
10 % en peso, el sistema permanece inerte con respecto a esta reacción hasta los 330º C. Por
debajo de los 330ºC los contenidos de CO2 en equilibrio disminuyen rápidamente hasta
reducirse a 1 % en peso a los 280º C, y 0,1 % en peso a los 230º C. En otras palabras, cada
descenso en la temperatura de 50º C conduce a una remoción teórica del 90 % de la cantidad
de CO2 disuelto en equilibrio, para transformarse en calcita (Giggenbach, 1997).
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
69
De acuerdo con la figura 3.05, la influencia de las especies HCl y CO2, está limitada a
dos rangos de temperatura bien separados. Debido a que los contenidos de HCl son muy bajos
a temperaturas por debajo de los 500º C, y que el CO2 se hace importante como generador de
acidez recién por debajo de los 330º C, se origina un rango (en sistemas de alteración roca-
dominados) donde ninguna especie está disponible para generar una alteración ácida. Bajo
estas condiciones los procesos de alteración predominantes que afectan la roca primaria son
recristalizaciones isoquímicas, silicificación, hidratación y algún metasomatismo potásico,
típico de zonas de alteración potásica profunda ubicadas en la zona de mayor ascenso de
fluidos del sistema hidrotermal (Lowell y Guilbert, 1970; Giggenbach, 1984).
De manera análoga al potencial redox, los fluidos ascendentes de origen inicialmente
magmático pueden evolucionar por dos vías diferentes con respecto a la acidez. Una es la que
correspondería a los gases y aguas volcánicas, que implica el ascenso y enfriamiento de
fluidos de alta temperatura, inicialmente en equilibrio con fundido o roca magmática, bajo
condiciones de flujo y velocidad de ascenso que impiden el reequilibrio, y que preservan la
alta relación HCl/KCl inicial. La otra vía es la que corresponde al fluido que se mantiene en
equilibrio permanente con la roca, en su forma termodinámicamente estable recristalizada
isoquímicamente. En este caso, la acidez es controlada por la coexistencia de feldespatos y
micas, y las soluciones involucradas (Giggenbach, 1997). Para que esta situación se desarrolle
de manera eficiente, el sistema requiere que el fluido tenga condiciones de flujo y tiempos de
residencia suficientemente prolongados que permitan alcanzar el estado de equilibrio.
Los fluidos que siguen la vía volcánica, resultan en aguas que se vuelven rápidamente
agresivas debido al ataque ácido que efectúan sobre cualquier roca que se interpone en su
camino. Los únicos minerales estables en contacto con estos fluidos son fases altamente
empobrecida en cationes: andalucita sobre los 380º C, pirofilita por debajo de los 300º C y
después caolinita. Sin embargo, en la mayoría de los sistemas reales, los fluidos
probablemente sigan un camino intermedio de evolución entre las dos vías antes
mencionadas. En este caso, las K-micas o illita pueden permanecer estables hasta
temperaturas medianamente bajas, mientras que fases empobrecidas en cationes, como la
caolinita, pueden solo formarse a bajas temperaturas (Shinohara et al., 1989; Sverjensky et
al., 1991).
La solubilidad de muchos silicatos primarios de las rocas comunes depende del pH.
Según Arnórsson (2000), ejemplos de esto puede reconocerse en olivinas y piroxenos, como
se muestra más abajo para forsterita y diópsido:
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
70
Mg2SiO4 + 4H+ 2 Mg+2 + H4SiO4 [3.13]
CaMgSi2O6 + 4H+ + 2 H2O Ca+2 + Mg+2 + 2 H4SiO4 [3.14]
En otros minerales, como los feldespatos, se identifican solubilidades independientes
del pH, en el rango observado normalmente en las aguas naturales. Esto se puede ejemplificar
con la albita:
NaAlSi3O8 + 8 H2O Na+ + Al (OH) 4- + 3 H4SiO4 [3.15]
Cuando el pH es neutro o alcalino el Al disuelto estará en la forma Al(OH) 4-. Mientras
que, en soluciones ácidas, el Al disuelto estará presente sobre todo como Al+3, en cuyo caso la
solubilidad de la albita se vuelve dependiente del pH:
NaAlSi3O8 + 4H+ + 4 H2O Na+ + Al+3 + 3 H4SiO4 [3.16]
Frecuentemente la precipitación de los minerales también está relacionada con el pH.
Un ejemplo está dado por:
Fe+3 + 3OH- Fe (OH) 3 [3.17]
Ya que la disolución de muchos minerales formadores de roca involucra el consumo
de protones y la liberación de cationes dentro de la solución, junto con sílice, el proceso de
disolución puede ser descrito como un proceso ácido-base, en el cual el agua juega el rol del
ácido y los minerales primarios de la roca el rol de la base. La disolución progresiva de los
minerales de la roca trae aparejado un aumento en la relación catión / protón, el cual se debe a
un descenso del ión hidrógeno, o a un aumento en la concentración acuosa de los cationes
derivados de la roca o a ambos factores a la vez (Arnórsson, 2000).
Un factor importante que afecta los grados relativos de obtención del equilibrio con
respecto al potencial redox y la acidez es la proporción relativa de componentes que controlan
la acidez y redox presentes en el sistema. Debido a que los minerales involucrados en el
control de la acidez y el potencial redox son diferentes, es de esperarse que ambos se acerquen
a los valores de equilibrio de manera independiente. En este sentido, la gran diferencia entre
los contenidos relativos de los componentes que controlan el potencial redox en los fluidos
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
71
(representados por los contenidos de H2, CH4 y H2S), y los componentes generadores de
acidez (mayormente especies de S, CO2 y HCl), implicaría que en la mayoría de los casos un
sistema debería alcanzar el equilibrio en el potencial redox mucho más rápidamente que con
respecto a la acidez (Reyes et al, 1993; Giggenbach, 1993).
3.2.2.2.- Relación agua/roca y el tiempo de residencia de los fluidos
A medida que los fluidos de origen magmático (gases, agua, vapor, o una mezcla de
ellos) se acercan a la superficie parte de ellos puede comenzar a condensar, y esta situación se
ve favorecida si se encuentran con aguas frías infiltradas de origen meteórico. De esta manera
las interacciones agua-roca comienzan a tomar relevancia progresivamente, lo cual implica
tener en consideración variables como la relación en volumen agua/roca y el tiempo de
residencia de los fluidos en el sistema (Ellis y Mahon, 1964; Henley y Ellis, 1983; Arnórsson,
1985; Reed, 1997).
En todo sistema que implique la circulación de fluidos a través de un cuerpo de roca,
el fluido va a reaccionar químicamente con la roca y, como en el caso de cualquier reacción
química, modificará el sistema hacia condiciones de equilibrio. El grado de proximidad al
equilibrio en cada punto del sistema (equilibrio local) dependerá de la velocidad de la
reacción y de la velocidad del flujo de fluido a través de la roca. En la mayoría de los casos,
las velocidades de reacción aumentan con el ascenso de la temperatura. Como regla general,
se puede considerar que las velocidades de reacción van a aumentar al doble o al triple con un
aumento de la temperatura de 10º C. Por lo tanto, un aumento de 100º C producirá un
aumento en las velocidades de reacción de 210 a 310, ó 1.024 a 59.049 veces (Arnórsson,
2000). Por este motivo, se puede observar que en general las rocas están altamente alteradas
en los sistemas geotérmicos de alta temperatura (T>200º C), mientras que se observan
pequeñas alteraciones en las rocas cercanas a la superficie de la Tierra, si nunca estuvieron
expuestas a calentamientos con posterioridad a su formación. Para tal motivo, un fluido
acuoso provee el medio mas adecuado para la transferencia de temperatura y para que
interactúen los componentes involucrados en la reacción. De esta manera, la proporción de
agua circulando en relación a la de roca afectada se hace un parámetro a considerar.
En numerosos sistemas hidrotermales adyacentes a batolitos en enfriamiento, se
observó que se producía un importante intercambio de isótopos de oxígeno (Sheppard et al,
1971; Taylor, 1974; Criss, 1981). A partir de esta observación, mediante balances de isótopos
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
72
de oxígeno (18O/16O) se calcularon las relaciones en volumen agua/roca necesarias para
generar el intercambio isotópico correspondiente (Henley y Ellis, 1983). Otro parámetro
asociado a la relación agua/roca es el tiempo de residencia de los fluidos en el sistema, que da
una idea del grado de permeabilidad de la roca y de la contribución relativa al sistema de
recargas de mayor y menor recorrido. A diferencia de la relación agua /roca, el tiempo de
residencia ha sido evaluado de manera mas eficiente en función de isótopos de hidrógeno,
tanto tritio (3H) como deuterio (2H) (Wilson, 1963; Stewart, 1978). Esta información ha sido
considerada de gran relevancia para el conocimiento de un sistema, debido a que la
mineralogía secundaria, formada como consecuencia de la interacción agua-roca, estaría
controlada en mayor medida por la permeabilidad, temperatura y composición del fluido, más
que por el tipo de roca original (Browne, 1978; Henley y Ellis, 1983).
Sobre la base de evidencias isotópicas, existe una aceptación general de que las aguas
que se manifiestan en superficie en áreas geotermales son mayormente, sino exclusivamente,
de origen meteórico (Craig, 1963; Ellis y Mahon, 1964; Arnórsson, 1985; Giggenbach, 1997).
Sobre la base de esta hipótesis, que las aguas geotermales son a los fines prácticos, de origen
meteórico, se puede considerar que las interacciones progresivas agua-roca, que tienden hacia
el equilibrio, comienzan cuando el agua meteórica se infiltra en el suelo y va ganando calor y
acidez en profundidad por contacto con la roca caliente y fluidos de origen profundo. El agua
infiltrada, que tiene un bajo contenido de sólidos disueltos y es levemente ácida, está
subsaturada con respecto a la mayoría, si no a todos, los minerales comunes. Por esta razón,
este agua, a medida que se infiltra en el suelo y la roca subyacente, va a tender a disolver los
minerales presentes en las rocas circundantes. En este proceso aumentará su contenido en
sólidos disueltos y a medida que éste aumente, debido a la disolución de las rocas, el agua se
irá aproximando a la saturación (equilibrio) con respecto a los minerales de la roca. Estos
minerales se van a disolver hasta tanto el agua se haya saturado con respecto a ellos. Sin
embargo si la roca es ígnea o metamórfica de alto grado es probable que el agua alcance la
saturación con minerales que no sean los primarios, por ser estos menos solubles, antes de
alcanzar la saturación con los minerales primarios de la roca. Los minerales primarios de
rocas que se han formado en un ambiente de alta energía (tales como minerales de rocas
ígneas y metamórficas de alto grado) serán probablemente más solubles que los minerales
hidrotermales que se forman en un ambiente de menor energía (Arnórsson, 2000).
Si los minerales secundarios son menos solubles que los primarios, el agua nunca
alcanzará la saturación con estos últimos. La extracción de los constituyentes disueltos,
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
73
mediante la precipitación de minerales secundarios, asegura que el agua se mantenga
subsaturada con respecto a los minerales primarios. Esto conducirá a que el agua continúe
disolviendo minerales primarios y a que los minerales secundarios continúen precipitando en
su lugar. Si se le da a este proceso tiempo suficiente la mineralogía de la roca puede resultar
completamente transformada. En el curso de este proceso algunos materiales pueden ser
agregados a la roca por el agua que ingresa al sistema, mientras que otros pueden ser extraídos
por el agua que sale del sistema. Por otro lado, durante el proceso de alteración los elementos
traza pueden ser incorporados o substraídos de la roca en cantidades tales que sus
concentraciones en la roca alterada difieran mucho de la que presentaban en la roca fresca.
Así por ejemplo el azufre (sobre todo en forma de pirita), y el carbono (principalmente en
forma de calcita) pueden ser incorporados en grandes cantidades a las rocas alteradas en las
zonas de flujo ascendente de los sistemas geotermales, en los cuales se produce ebullición.
Por el contrario, la roca puede resultar en gran medida empobrecida en elementos móviles
tales como Cl y B (Arnórsson, 1985 y 2000).
Según (Henley y Ellis, 1983), con una adecuada permeabilidad, son factibles
intercambios de isótopos de oxígeno entre aguas y minerales de la roca a temperaturas por
encima de 100 – 150º C, particularmente en alumino silicatos de grano fino y laminares, y
calcita (Truesdell y Hulston, 1979). Sin embargo, el intercambio isotópico con cuarzo
primario es lento incluso a temperaturas por encima de los 300ºC (Clayton et al, 1968;
Blattner, 1975).
El proceso completo de interacción agua-roca en sistemas acuíferos, tal como ha sido
descrito, es un buen ejemplo de un cambio irreversible. Aún así, en ciertas partes de este
sistema el equilibrio local puede estar cerca de alcanzarse, o al menos algunos componentes
pueden estar cerca de alcanzarlo. Es decir que prevalecen los equilibrios locales parciales
(Arnórsson, 2000).
3.3.- Los componentes mayoritarios de la fase fluida (gases y aguas).
Las manifestaciones fluidas en ambientes volcánicos y áreas geotermales son ricas en
componentes químicos e isotópicos, muchos de los cuales brindan significativa información
acerca del sistema. De acuerdo con sus características, estos componentes pueden ser
clasificados convenientemente en dos grupos: componentes conservativos y componentes
reactivos (Arnórsson, 1985 y 2000).
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
74
3.3.1.- Componentes reactivos, conservativos y concepto de movilidad
Los constituyentes conservativos también se denominan no-reactivos, inertes,
incompatibles o simplemente trazadores. Esto se debe a que su principal característica es que
una vez incorporados a la fase fluida van a permanecer en ella. De esta manera, los
constituyentes conservativos proveen información acerca de su propio origen así como sobre
el origen de los fluidos. Por otro lado, los componentes reactivos también han sido
denominados como geoindicadores. Estos componentes tienden a reaccionar y equilibrarse
con los demás constituyentes del sistema, sean estos otros componentes reactivos de la fase
fluida o minerales de la roca parental o caja. Por este motivo, los componentes reactivos son
útiles para obtener información sobre los constituyentes con los que han interactuado, y
también sobre el estado físico de un eventual reservorio geotermal, tales como temperatura y
relaciones vapor / agua.
De algunos componentes se dice que son móviles y de otros que son inmóviles.
Movilidad e inmovilidad se refiere a la relación de concentraciones que presenta un
componente entre el fluido y la roca. Cuando un componente es móvil su concentración en el
fluido es alta en relación con aquella que presenta en la roca. Si la movilidad es del 100%, el
componente respectivo solo estará presente en la fase fluida si se da suficiente tiempo a la
interacción fluido-roca. De un componente de este tipo se dice que es conservativo. Algunos
componentes reactivos pueden ser altamente móviles, tal es el caso del Li en algunos sistemas
geotérmicos de alta temperatura. En esta situación, puede ser una aproximación aceptable
considerar como conservativo al componente reactivo respectivo.
Algunos de los elementos enumerados por Giggenbach (1991) como conservativos,
tales como Rb o Li, no son incompatibles, sino altamente móviles, al menos en algunos
sistemas geotermales. El grado de movilidad puede depender del ambiente geológico. En
determinadas circunstancias, algunos componentes conservativos se pueden volver reactivos
dependiendo de la intensidad de las interacciones fluido-roca posterior. Este es el caso con Ti,
Fe, Mg y Al. En las aguas de baja temperatura, que hayan experimentado reacciones limitadas
con la roca, también se vuelven reactivos otros componentes mayores. Estos incluyen Si, Ca,
Na, K, carbonato y algunas veces sulfato. El carácter reactivo de estos componentes se debe a
su tendencia a precipitar a partir de la solución, para formar minerales secundarios, y a
aproximarse al equilibrio local entre estos minerales y los componentes acuosos. De la misma
manera se ven afectados gases reactivos involucrados en estos equilibrios como CO2 o CH4 y
H2S (Arnórsson, 2000; Giggenbach, 1997).
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
75
Algunos componentes se mantienen habitualmente como conservativos en los
sistemas geotérmicos porque solo forman minerales solubles, de esta manera es altamente
improbable que el sistema pueda lograr que la solución llegue a saturarse con cualquiera de
dichos minerales. Ejemplos de tales componentes son Cl, B y Br. Otros constituyentes son
realmente inertes químicamente, como es el caso de los gases nobles (He, Ar, Ne, Xe),
mientras que otros constituyentes reaccionan lentamente y por lo tanto pueden ser
considerados como conservativos a todos los efectos prácticos (Giggenbach, 1996 y 1997).
Un ejemplo de este tipo lo constituye el N 2.
Las concentraciones de los componentes reactivos en fluidos geotermales equilibrados
dependen de los minerales con los cuales esos componentes se hayan equilibrado. Estos
minerales van a ser determinados por la composición del sistema, es decir, la composición de
la roca, de los fluidos magmáticos y del agua meteórica que ingresa en el sistema, para
condiciones de presión y temperatura específicas.
En los sistemas geotermales la presión varía desde alrededor de 1 bar en la superficie
hasta unos pocos cientos de bares, en las raíces de esos sistemas. Las variaciones de presión
dentro de este rango tienen un efecto limitando sobre los equilibrios mineral-solución, por lo
cual pueden ser ignorados. De esta forma, la temperatura y la composición del sistema son los
que fijan las actividades de los constituyentes reactivos en equilibrio. Como se verá mas
adelante, un componente reactivo puede ser de gran aplicabilidad como geoindicador si la
fase mineral, que controla la actividad de dicho componente, es estable para un amplio rango
de temperaturas y composición de la roca (Fournier, 1985). Ejemplos de esto son los
equilibrios entre sílice y cuarzo y entre Na, K y feldespato alcalino.
3.3.2.- Origen y contenidos relativos de N2
El nitrógeno molecular (N2) que predomina en la mayoría de los sistemas geotérmicos
es de origen atmosférico, de la misma manera que el argón (Heaton y Voguel, 1981). Por este
motivo, la relación N2/Ar es un indicador determinante de la participación atmosférica en la
composición de las manifestaciones geotermales. Así, los valores mas frecuentes de la
relación N2/Ar oscilan entre 34-38 (que corresponde al agua subterránea saturada en aire:
ASW) y 83-86 (valor de la relación en aire). Sin embargo, otra importante fuente de N2, que
suele producir relaciones de N2/Ar mucho mayores que la atmosférica en áreas volcánicas, es
la descomposición termogénica de material orgánico en sedimentos. En numerosas áreas
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
76
volcánicas a lo largo de límites de placas convergentes se encontraron valores superiores a
400, diez veces mayor a los esperados para valores meteóricos (Matsuo et al., 1978;
Giggenbach, 1982; Fischer et al., 2002; Snyder et al., 2003).
Valores de la relación N2/Ar mayores que los meteóricos pueden producirse por
reducción del Ar o por incremento del contenido de N2. El Ar, un gas noble, no es afectado
por ningún proceso químico que pueda disminuir su concentración original. Su solubilidad en
agua, especialmente a altas temperaturas, es similar a la del N2, evitando variaciones
significativas de la relación N2/Ar debido a los procesos de separación líquido-vapor
(Giggenbach, 1996). Además, la relación isotópica 40Ar/36Ar en descargas geotermales,
asociadas a volcanismo o no, nunca se desvía de manera significativa del valor atmosférico de
295, según lo observado por Giggenbach et al (1993), confirmando su origen esencialmente
meteórico. La causa mas común de incremento de la relación N2/Ar es entonces la adición de
N2, proveniente en su mayoría de la descomposición térmica de la materia orgánica (Matsuo
et al., 1978; Sano et al., 2001; Zhang y Zindler, 1993).
Giggenbach (1992a, 1995 a,b) relacionó diferencias en la relación N2/Ar con los
diferentes tipos de fuentes magmáticas que se encuentran por debajo de cada zona: altas
relaciones N2/Ar son características de descargas asociadas a magmas de tipo andesíticos en
áreas con subducción activa, mientras que valores considerablemente menores, cercanos a los
valores meteóricos de la relación N2/Ar, prevalecen en la zona del rift asociados a magmas
predominantemente manto derivados. La existencia de altos valores de N2/Ar en
manifestaciones gaseosas, tanto de centros volcánicos como geotermales, a lo largo de arcos
andesíticos sugiere que el enriquecimiento de N2 en ambos casos se debe al aporte dado por la
descomposición termogénica de los sedimentos subductados. De esta manera, el N2 de
sistemas magmáticos es un indicador de la participación de materia orgánica en el proceso de
subducción (Sano et al., 2001), y las variaciones a lo largo del arco reflejarían diferencias en
la incorporación de arcillas marinas en la zona de la fosa (Fischer et al., 2002). Por otro lado,
Snyder et al. (2002) observó que en algunos casos, la estrecha relación existente entre el N2 y
el CH4 indicaría que ambos gases serían derivados de materia orgánica alojada en corteza, y
no del proceso de subducción.
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
77
3.3.3.- Origen y contenidos relativos de Ar y He.
El grupo de elementos conocidos como gases nobles o inertes, presentan propiedades
únicas entre las otras especies químicas en manifestaciones gaseosas en áreas volcánicas y
magmáticas hidrotermales. Las bajas abundancias de estos elementos en general, y en la
composición atmosférica en particular con valores bien definidos, los hacen sensibles al
registro de aportes de otras fuentes de origen terrestre (Farley y Poreda, 1993; Poreda et al.,
1988). Otra propiedad destacable, es su alto grado de difusión y su nula reactividad con otros
componentes, permitiendo que acarreen consigo información inalterada desde sus fuentes en
el interior de la Tierra. Además, algunos de sus isótopos son producto de decaimiento
radioactivo, esto permite que sean utilizados como trazadores para discriminar entre las
diferentes fuentes que pueden haber contribuido en la composición de las manifestaciones
fluidas.
Los componentes que pueden contribuir de manera significativa, con el aporte de
gases nobles, en la composición de los fluidos son tres: 1) un componente profundo, incluso
mantélico, derivado directamente de la fuente magmática; 2) un componente radigénico o
cortical, proveniente de la roca de caja involucrada entre la fuente magmática y la superficie;
3) un componente atmosférico, que puede aportar tanto vía acuíferos someros como el ingreso
de aire directamente desde atmósfera (Ferrara y Magro, 1988).
Entre estos elementos, tal vez los de mayor relevancia sean He y Ar, particularmente
en las investigaciones que refieren a gases volcánicos y geotermia. En el caso del helio, se
debe a que la relación isotópica 3He/4He es considerada como un indicador sensible de gases
de origen profundo, sea mantélico o cortical, dada su baja concentración atmosférica.
Contrariamente, el Ar presenta valores atmosféricos notablemente mayores que cualquiera de
las otras dos posibles fuentes de origen terrestre, mantélico o cortical.
El helio tiene dos isótopos de relevancia: 3He y 4He. El 4He es un producto de la
cadena de decaimiento radiactivo de uranio (235U y 238U) y torio (232Th) a plomo (Pb),
mientras que la producción radigénica de 3He puede considerarse despreciable en cualquier
ambiente terrestre, es decir que se asume a todo 3He como de origen primordial. La corteza
continental es rica en uranio y torio, que generan cantidades significativas de 4He en forma
permanente. Estas rocas han evolucionado cerca de la superficie durante largos periodos
geológicos, y probablemente su 3He original desprendido hacia el aire haya sido perdido por
la atmósfera hace ya mucho tiempo atrás (Jackson, 1998). El valor de la relación 3He/4He en
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
78
aire es 1,40 x 10-6, y es el valor que frecuentemente se utiliza como norma (Ra). Debido a la
alta producción de 4He, la relación isotópica de helio en granitos, u otras rocas ricas en uranio,
y descargas gaseosas en ambientes continentales estables oscila entre 0,1 y 0,01 R/Ra (donde
R es la relación 3He/4He en la muestra y Ra es el valor referencia del aire). Por otro lado, los
gases y basaltos de dorsales centrooceánicas y hotspots están relativamente enriquecidos en 3He comparados con el helio del aire, con valores generalmente cercanos a 8 R/Ra pero que
pueden exceder los 20 R/Ra en algunos hotspots (Bottinga y Javoy, 1990; Javoy y Pineau,
1991; Giggenbach, 1997). Solo fuentes que se encuentren alojadas profundamente pueden
retener aún parte del 3He primordial que se encontraba inicialmente en la Tierra. Los valores
comparativamente altos de la relación 3He/4He de los basaltos de Hawai (Carroll y Holloway,
1994, Giggenbach, 1997) sugiere que estos serían derivados, al menos en parte, de una región
profunda del manto, posiblemente a partir de un remanente de material no desgasado desde
los inicios de la historia de la Tierra. Los valores isotópicos de helio en manifestaciones
gaseosas de áreas volcánicas y geotermales, a lo largo de límites de placas convergentes,
oscilan en la gran mayoría de los casos entre 3 y 7 R/Ra (Giggenbach, 1997; Hilton et al.,
2002; Snyder et al., 2004). Esto se debe a los distintos aportes helio, provenientes de la cuña
mantélica (rica en 3He) y la corteza continental (rica en 4He).
De manera similar al helio, el argón tiene una composición isotópica que puede ser
utilizada para diferenciar los distintos componentes que contribuyen a la composición de las
manifestaciones fluidas. El argón tiene 3 isótopos relevantes en estos motivos, 36Ar, 38Ar y 40Ar, siendo el último el más abundante en la naturaleza. La relación isotópica utilizada como
referencia es 40Ar/36Ar, y su valor en aire es de 295 (Ferrara y Magro, 1988; Snyder et al.,
2004). En este caso, la diferencia de abundancias entre los dos isótopos es menos marcada que
en el caso del helio, esto se debe a que el isótopo liviano del argón tiene menos posibilidades
de escapar de la atmósfera que el isótopo liviano del helio por una cuestión de masa. El helio
escapa desde la atmósfera debido a que en la alta estratosfera la presión es baja, y que los
promedios de velocidad de los átomos más livianos, pueden exceder varias veces el valor al
cual el campo gravitacional de la Tierra puede hacerlos retornar, cuando estos se están
moviendo hacia afuera. La mayor parte del helio que se encuentra en el aire, sin embargo, es
la cantidad justa como para que el flujo de escape esté balanceado por la tasa de aporte desde
el interior de la Tierra (Jackson, 1998; Wallace y Anderson, 2000). Un átomo Ar tiene una
masa 10 veces mayor que el átomo He, y por este motivo prácticamente todo el argón es
retenido por el campo gravitacional terrestre.
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
79
El argón mantélico está enriquecido en 40Ar radigénico, producido a partir del
decaimiento radiactivo de 40K, con respecto al 36Ar no radigénico y primordial. El valor de la
relación 40Ar/36Ar en la corteza oceánica y el manto superior es alrededor de 28000, y en la
corteza continental alcanza valores aún mucho mayores. Sin embargo, las aguas superficiales
conservan una relación cercana a 295, debido a que el argón que contienen disuelto es de
origen atmosférico (Poreda et al., 1988; Farley y Poreda, 1993; Zhang y Zindler, 1993). Las
fumarolas y aguas termales tienen en su mayoría valores de la relación 40Ar/36Ar cercanas a
295 también, lo cual indica que la fuente predominante de argón en estos sistemas es de
origen meteórico, disuelto en las aguas subterráneas (Giggenbach et al., 1993; Farley y
Poreda, 1993; Snyder et al., 2004).
Los contenidos relativos de N2 Ar y He de una amplia variedad de sistemas
geotérmicos y volcánicos son utilizados para graficar en un diagrama triangular de amplia
aplicación (Giggenbach, 1996), para identificar los distintos ambientes de generación de los
fluidos (figura 3.06). Para todos los sistemas presentados, la relación 3He/4He respecto de la
del aire, R/Ra, son comúnmente mayores que 4 R/Ra, indicando un origen fundamentalmente
mantélico del He.
Figura 3.06 - Contenido relativo de N2, He y Ar para descargas de áreas geotermales (círculos) y gases volcánicos asociados a magmatismo basáltico (cuadrados) y andesítico (hexágonos), ver referencias en texto. (modificado de Giggenbach, 1997).
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
80
La mayoría de la información disponible en la actualidad sobre volátiles de sistemas
en ambientes de arco está basada en análisis de gases emitidos por fumarolas de alta
temperatura en volcanes andesíticos (Giggenbach, 1996). Pero para el manto, está
mayormente basada en vapores extraídos de rocas eruptadas en forma subaérea o del piso
oceánico. Entre ellos pueden mencionarse tres ejemplos, dos correspondientes a vapores de
fumarolas de altas temperaturas del cráter Halemaumau del volcán Kilauea (KI) y del volcán
de Sierra Negra (SN) de la las islas Galápagos, y el tercero perteneciente a volátiles
desprendidos de material eruptado a 3800 m de profundidad a lo largo del ridge centro-
oceánico del Atlántico (PR), este último asumido como el representante mas cercano a la
composición original (Bottinga y Javoy, 1990; Javoy y Pineau, 1991).
Ambos gases, los correspondientes a la dorsal centro-oceanico como los dos de los
hotspots, aparecen graficados muy cercanos entre si en el diagrama triangular, sugiriendo que
contenidos relativos de N2 Ar y He de los gases desprendidos desde fundidos mantélicos
superiores o inferiores son muy similares. Las relaciones N2/He y N2/Ar son mucho menores
que las correspondientes a las muestras tomadas en sistemas ubicados a lo largo de limites de
placas convergentes. La mayoría de los puntos de descarga de los sistemas asociados con
magmatismo calcoalcalino en el cinturón del Pacífico presentan relaciones N2/He y N2/Ar con
valores muy por encima de los valores correspondientes al aire. Los vapores asociados a
magmatismo alcalino, como por ejemplo los sistemas de la zona del Mediterraneo como
Campi Flegrei (CF) y Vulcano (VU) en Italia (Sano et al., 1989; Tedesco et al., 1990) y Milos
en Grecia (ML), junto con algunos sistemas como Miravalles (MV) en Costa Rica
(Giggenbach y Corrales Soto, 1992) y Satsuma Iwojima (SI) en Japón (Shinohara et al, 1993),
se ubican con valores intermedios entre los sistemas inicialmente mencionados. En el caso de
los gases del Mediterráneo, los bajos valores relativos de N2 o altos de He pueden estar
reflejando un incremento en la interacción de material mantélico durante el pasaje de los
volátiles desde grandes profundidades. Para los otros dos sistemas (Miravalles y Satsuma
Iwojima), los bajos contenidos de N2 probablemente reflejen menores proporciones de
sedimentos marinos ingresados a la zona de generación de magmas del arco debido a
circunstancias tectónicas específicas, detalladas por Herrstrom et a.l (1995) y Kita et al.
(1993).
Las diferencias en los contenidos relativos de N2 Ar y He en vapores asociados con
sistemas volcánicos y geotérmicos tanto en limites de placas convergentes como divergentes,
claramente sugieren mayores proporciones de N2 en sistemas asociados a magmatismo
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
81
calcoalcalino que en aquellos de mayor afinidad mantélica e incluso de origen meteórico
(Giggenbach, 1997).
3.3.4.- Origen y contenidos relativos del Ne
Los 3 isótopos más importantes del neón son el 20Ne, 21Ne y 22Ne. El más abundante
en la naturaleza es el 20Ne, que es un isótopo estable. El 21Ne se produce por decaimiento del 24Mg y cuando el 18O es afectado por los productos de decaimiento del U y Th. Mientras que
el 22Ne es en parte de origen primordial, como el primero, y una fracción mucho menor se
genera de la misma manera que el 21Ne. Distintos ambientes y rocas pueden ser identificados
de acuerdo a sus relaciones isotópicas de neón, mediante la aplicación del gráfico de los 3
isótopos, empleando las relaciones 20Ne/22Ne contra 21Ne/22Ne (Graham, 2002). Las
relaciones isotópicas de neón son más susceptibles a la contaminación atmosférica que el
helio, debido a que el neón es más abundante en la atmósfera. El valor atmosférico de la
relación 20Ne/22Ne es aproximadamente 10, y otro componente relevante y que aporta a los
distintos ambientes es el Viento Solar con valores de 13,7 aproximadamente (Anderson,
1998). Entre estos valores se ubican la mayor parte de las rocas terrestres. Los valores mas
relevantes en la relación 21Ne/22Ne son 0.029 (aire), > 0.04 (OIB) y > 0.06 (MORB).
Los mayores valores en la relación 21Ne/22Ne en rocas de la corteza superior con
respecto a las de OIB, indican un aumento del 21Ne en ambientes someros, como
consecuencia de una mayor abundancia del isótopo parental de Mg. Esto es análogo a las
relaciones isotópicas de helio y argón, donde los isótopos radigénicos se hacen más
importantes en ambientes más someros, debido a la existencia de mayores proporciones de los
elementos a partir de los cuales se generan por decaimiento radioactivo (U, Th, K, etc.). Por
otro lado, los valores de la relación 20Ne/22Ne indican el grado de participación de origen
primordial, atmosférico o Viento Solar en las muestras trabajadas (Anderson, 1993; Allegre
et al., 1993).
El Ne junto con el Ar, son buenos indicadores de contaminación con aire en las
muestras gaseosas tomadas o del grado de participación atmosférica en el sistema en cuestión
(Giggenbach y Corrales Soto, 1992). A partir de las relaciones de Ne/Ar, se pueden estimar
las proporciones de la contribución de componentes de impronta atmosférica en el ambiente
en estudio; el aire y las aguas subterráneas saturadas en aire (ASW).
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
82
Figura 3.07 - Diagrama ternario Ar-N2/100-1000Ne para distintas fumarolas del volcán Turrialba. (Tassi et al., 2004).
En la figura 3.07 se puede observar un caso de aplicación por Tassi et al. (2004) en el
volcán Turrialba, donde a pesar de los valores de exceso de N2 característicos de límites de
placas convergentes, las relaciones Ne/Ar de las descargas gaseosas se encuentran entre las
del aire y agua saturada en aire (Air y ASW respectivamente), indicando una fuente
atmosférica común para estas dos especies.
3.3.5.- Origen y contenidos relativos del H20
El agua es con seguridad el principal constituyente en manifestaciones fluidas de
ambientes volcánicos y magmáticos hidrotermales, seguido por CO2, especies de S,
halogenuros, N2 y otros. En función de las variaciones relativas de las proporciones de agua,
con respecto a las otras especies, Cioni y D`Amore (1984) y Chiodini et al. (1993)
discriminaron 2 componentes principales que contribuyen a la composición de las descargas:
(1) una componente magmática profunda, relativamente pobre en H2O y enriquecida en CO2,
N2 y He; y (2) una componente somera hidrotermal enriquecida en H2O y empobrecida en los
restantes mencionados.
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
83
El origen del agua en estas manifestaciones ha sido motivo de controversia desde los
inicios de la geoquímica de fluidos aplicada a estos ambientes. Según Craig (1963), las
contribuciones en las descargas hidrotermales desde una fuente magmática tendrían que ser
muy menor o nula. El alto punto de ebullición con respecto a otros volátiles magmáticos, da
lugar a condensaciones a grandes profundidades impidiendo alcanzar la superficie. Si bien
esto es cierto, las diferentes características en distintas regiones pueden permitir que en
determinadas condiciones, aguas de origen magmático alcancen ambientes someros,
favoreciendo la presencia de estas con valores significativos con respecto a las de origen
meteórico.
De acuerdo con Giggenbach (1997), este aparente conflicto es en parte resuelto si se
tiene en cuenta que los datos utilizados por Craig (1963) representan mayormente descargas
de otro tipo de sistemas no andesíticos o de arco, y que sus aguas geotermales contienen
grandes proporciones de aguas meteóricas locales enmascarando la signatura magmática. En
este sentido, Giggenbach (1992b) sugiere que los magmas andesíticos representan el medio de
transporte mas adecuado para el retorno a la superficie de los volátiles subductados, siendo el
agua el más importante. De manera similar a lo observado con el N2 y el Ar, los contenidos de
He pueden ser utilizados para medir el posible enriquecimiento H2O en cualquier sistema con
respecto a una fuente mantélica. Los estudios realizados indican que los gases asociados a
magmatismo de arco presentan relaciones H2O/He de hasta 100 veces mayores que los de
origen mantélico, sugiriendo una considerable adición H2O en gases pertenecientes a volcanes
de límites de placas convergentes, con respecto a los gases mantélicos Giggenbach (1996 y
1997).
En el caso que los magmas no alcanzaran la superficie, la circulación de aguas
subterráneas provee otro eficiente medio para el proceso de retorno, aunque dependiendo del
grado de mezcla, la dilución podría interferir la identificación de aguas de origen magmático.
Para esto, los estudios de isótopos estables 2H (deuterio) y 18O resultan una herramienta
fundamental para la determinación del grado de mezcla y la identificación de las distintas
fuentes involucradas. La composición isotópica del agua no es afectada por el decaimiento
radioactivo y probablemente ha sido insignificante el escape preferencial de la atmósfera
terrestre del 1H (protio) con respecto al mas pesado deuterio. Las relaciones entre 1H y 2H de
los distintos reservorios de agua reflejan principalmente los procesos geológicos de partición
del agua en dichos reservorios. El agua inicialmente liberada del magma a temperaturas
ígneas es eventualmente redistribuida en la formación de nuevos minerales de baja
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
84
temperatura en reservorios de roca alterada, agua de mar, agua dulce, o hielo. El
fraccionamiento isotópico durante esta redistribución, causa una composición isotópica de
oxígeno e hidrógeno diferencial con respecto al agua de mar que es el valor referencia
(Carroll y Holloway, 1994).
De acuerdo con el modelo propuesto por Giggenbach (1992b), el agua de mar ingresa
en el proceso de subducción por dos vías: en los minerales hidratados formados en los
sistemas hidrotermales de alta temperatura de las dorsales centrooceanicas, con valores de
deuterio de -60 ‰, y como parte de los sedimentos oceánicos arrastrados en la parte superior
de la placa, con valores de Deuterio de -30 ‰ (figura 3.08). Como lo que se encuentra mas
expuesto a la cuña mantélica es la parte superior de la placa subductada, se va producir
primero una movilización preferencial de los volátiles de la porción sedimentaria del material
que ingresa para formar una fase separada rica en volátiles. Durante su ascenso a través de la
cuña mantélica, estos vapores de alta densidad o fundidos hidratados (Stolper y Newman,
1992) inducen un extensivo fraccionamiento de los componentes de la roca en un fundido con
viscosidades, densidades y temperaturas de solidus suficientemente bajas como para facilitar
la penetración en la litosfera continental. Con el descenso de la presión, los volátiles
incorporados en este nuevo magma andesítico, van a incrementar la partición en vesículas a
medida que ascienda. La exsolución de gases a partir de un desgasado abierto de un fundido,
se asume que es acompañada por un fraccionamiento isotópico menor de deuterio de
aproximadamente un 20 ‰, siendo este el valor característico de las aguas magmáticas de
arco que se encuentran en las descargas de los volcanes de tipo andesíticos que se encuentran
en el cordón del Pacífico (Giggenbach, 1992b y 1997).
Los contenidos de Deuterio de las aguas magmáticas asociadas a los volcanes activos
de la cuenca del mar Mediterráneo presentan valores muy altos, de hasta +10%o (Panichi y
Noto, 1992; D‟Amore y Bolognesi, 1994), que reflejarían contenidos incrementados por las
aguas del mar Mediterráneo. De acuerdo con las bajas relaciones N2/He de los gases de esta
zona, los contenidos excepcionalmente altos de Deuterio podrían ser debidos también al
incremento en la interacción de los volátiles ascendentes con el material del manto durante la
formación de magmas mas alcalinos. El enriquecimiento en sistemas andesíticos típicos,
como los del cordón del Pacífico, puede haber ocurrido durante el pasaje de magmas
predominantemente andesíticos a través de la corteza continental. Las aguas de origen
mantélico serian fuertemente diluidas por aguas someras, y probablemente más frías, de las
cortezas continentales. Sin embargo, podrían también enfriar los magmas ascendentes aun por
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
85
debajo de la temperatura del solidus y así prevenir que los fundidos alcancen la superficie.
Este enfriamiento podría ser evitado si el exceso de agua es introducido con los sedimentos
marinos subductados, como es sugerido por la presencia de N2, y además precalentados antes
o durante la formación del fundido andesítico Giggenbach (1997).
Figura 3.08 - Diagrama esquemático que representa la formación de aguas magmáticas de tipo arco en sistemas volcánicos y geotermales a lo largo de márgenes de placa convergentes. (modificado de Giggenbach, 1997).
3.3.6.- Origen y contenidos relativos del CO2
El CO2 es el constituyente mayoritario mas volátil de una fase vapor de origen
magmático, su solubilidad en magmas es tan baja como la de los gases nobles (figura 3.01a).
Los valores de la constante de Henry van de 0,49 mg/kg-bar para fundidos basálticos (Pawley
et al., 1992) a 0,63 mg/kg-bar para fundidos graníticos (Blank et al., 1993). Además, es
probablemente el que domina los procesos de exsolución de vapor. Los contenidos iniciales
de CO2 de un cuerpo magmático y las relaciones H2O/CO2 son controladores del desgasado y
la vesiculación de un magma ascendente, como puede observarse en la figura 3.01b
(Giggenbach, 1996 y 1997).
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
86
Después del vapor de agua, el CO2 es el componente más importante en la
composición química de los gases de una fumarola. El predominio del CO2 por sobre el resto
de los componentes de la nube gaseosa, junto a la evidencia de la composición isotópica
(referida como δ13CPDB ‰) en calizas marinas y material pelágico, sostienen el concepto de
que los sedimentos marinos ingresan por la zona de subducción para emerger como volátiles
volcánicos (Sano y Marty, 1995; Varekamp et al, 1992; Sano y Williams, 1996; Snyder et al.,
2001; Hilton et al., 2002; entre otros).
Según Carroll y Holloway (1994), la composición isotópica de carbono en magmas
basálticos parentales y varios reservorios terrestres no es segura. Puede haber un importante
desplazamiento isotópico del desgasado y esto dificulta evaluar la composición isotópica del
carbono en magmas basálticos parentales. Estos autores sostienen que los reservorios
predominantes de carbono terrestre se reconocen en rocas sedimentarias como calizas y
dolomitas y difieren significativamente de aquellos que desgasan de magmas basálticos a
temperaturas ígneas. La fotosíntestis produce la reducción del carbono en tejidos biológicos
que es relativamente pobre en 13C y esto afecta la composición del carbono en los reservorios
superficiales (Wallace y Anderson, 2000). El conocimiento existente acerca de la cantidad y
composición isotópica de la materia orgánica sepultada (especialmente carbono reducido en
lutitas y carbón) permite balancear la cantidad y composición isotópica de carbono en rocas
carbonáticas generando un promedio sedimentario que es consistente con el gas ígneo.
Ono et al. (1993) diferenciaron una variedad de potenciales fuentes de carbono que
pueden contribuir a la formación de CO2 en gases terrestres, cada una con una composición
isotópica característica (expresadas como δ13CPDB) que puede permitir identificar la fuente:
1) El manto es la fuente más primitiva de CO2, siendo el volátil más importante
después del agua. Los valores magmáticos de origen mantélico típicos son -5 a -7 ‰ de δ13C
(Hoefs, 1978).
2) Los carbonatos marinos contienen el 73 % del carbono alojado en rocas
sedimentarias (Rubey, 1955) con valor de δ13C promedio de 0 ‰ (Hoefs, 1978).
3) El carbono orgánico que compensa el balance de carbono sedimentario (27 %)
presentan un valor de δ13C promedio de -25 ‰ (Hoefs, 1978).
El mismo autor plantea que el carbono sedimentario, que es subductado y reciclado en
un magma, es una mezcla de carbonatos marinos y carbono orgánico, y las proporciones
determinarán el valor isotópico que podrá distinguirse o no del carbono mantélico.
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
87
Durante el ascenso a superficie, los fluidos pueden experimentar pérdidas de CO2 por
dos motivos principales; por separación de fases y pérdida de vapor producto de una
ebullición temprana, o por precipitación mineral principalmente calcita (Giggenbach et al.,
1993). La pérdida de vapor rico en CO2 genera un aumento del δ13C en el CO2 residual,
mientras que la precipitación de calcita resulta en un CO2 residual isotópicamente más
liviano.
Figura 3.09 - Contenido relativo de H2O, CO2 y He en descargas de vapor volcánicas asociado con magmatismo basáltico (cuadrados) y andesítico (hexágonos), referencias siglas en el texto. (modificado de Giggenbach, 1997).
Los contenidos de CO2 han sido aplicados en distintos tipos de diagramas triangulares,
para discriminar ambientes de generación de magmas e identificar distintas fuentes de
contribución. Giggenbach, (1997) utilizó los contenidos de CO2 en un diagrama triangular
junto con H2O y He para identificar el posible enriquecimiento de los dos volátiles
mayoritarios con respecto a los gases mantélicos. Los gases de origen mantélico presentan
relaciones CO2/He de aproximadamente 30000 y H2O/He de 26000, y muy bajo H2O/CO2
casi cercano a la unidad. Por otro lado, los valores de gases de alta temperatura pertenecientes
a volcanes de límites de placas convergentes, se ubican en posiciones cercanas al extremo del
H2O. Estos presentan valores de 150000 para la relación de CO2/He, 2700000 para el H2O/He
y 18 para el H2O/CO2. Según este autor, las manifestaciones gaseosas asociadas a
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
88
magmatismo de arco presentan relaciones de CO2/He hasta 20 veces mayores que los de
origen mantélico, y relaciones H2O/He de hasta 100 veces mayores, sugiriendo una
considerable adición de CO2 y H2O en estos sistemas con respecto a los de fuente mantélica
(fig. 3.09).
En otro sentido, Chiodini et al. (1993) aplicaron los contenidos de CO2 junto con H2O
en distintos diagramas triangulares, con las especies ácidas más importantes; HCl, HF, H2S y
SO2. De esta manera estimaron las contribuciones a la composición gaseosa desde una
componente magmática profunda, relativamente enriquecida en CO2, y diferentes
componentes someros hidrotermales, enriquecidos en H2O o en gases ácidos, pero en ambos
casos con una clara disminución del CO2 cuando las componentes someras se hacían más
relevantes.
Una forma frecuente de presentar la información de CO2 es mediante la relación
CO2/3He, debido a que la solubilidad de ambos gases en magmas es muy parecida (figura
3.01) y que el fraccionamiento de ambos durante el proceso de devolatilización desde un
cuerpo magmático es mínimo (Snyder et al., 2004). En la mayoría de los volcanes de los
márgenes del Pacífico existe una mezcla binaria predominante entre carbono del manto
superior (CO2/3He=1,5x109; δ13C=-6,5 ‰) y carbono de calizas marinas (CO2/
3He=1x1013;
δ13C=0 ‰) de acuerdo con valores presentados por Sano y Williams (1996).
3.3.7.- Origen y contenidos relativos del CH4 y CO
El metano presente en la composición gaseosa de sistemas geotérmicos puede
formarse en cantidades traza por procesos abióticos, aunque la gran mayoría de metano que se
observa en los campos se aloja en sedimentos poco profundos de la corteza (Poreda et al.,
1988; Schoell, 1988). La producción termogénica de metano genera valores de δ13C que
varían entre -46 ‰ y -32 ‰, y relaciones CH4/3He entre 1x108 y 1x1012 (Poreda et al., 1988).
A medida que la materia orgánica se va consumiendo, descienden los valores de la relación
CH4/3He y los valores de δ13C comienzan a subir hacia valores magmáticos (Giggenbach,
1997). El equilibrio isotópico del CH4 con el CO2 depende de la temperatura (Richet et al.,
1977; Horita, 2001) y cuando este equilibrio se alcanza los valores de δ13C para el CH4 varían
entre -18 ‰ y -15 ‰ (Welhan y Craig, 1983; Schoell, 1988; Welhan, 1988). Sin embargo,
según Snyder et al. (2004), los sistemas geotérmicos rara vez obtienen este equilibrio, debido
a que el exceso de metano producido por las reacciones termocatalíticas no tiene tiempo
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
89
suficiente para equilibrarse. Giggenbach (1997) señala que varía entre 12 años a 300° C, y
160000 años a 100° C.
De manera similar a lo observado para el CO2, Ono et al. (1993) indica distintas
fuentes de carbono que contribuyen a la formación de CH4, con características isotópicas que
las identifican:
1) La formación inorgánica de metano se produce de acuerdo con la reacción:
CO2 + 4 H2 CH4 (g) + 2 H2O [3.18]
Esta reacción se ha planteado que sucede en sistemas hidrotermales, y se desplaza
hacia la derecha con el descenso de la temperatura (Hulston y McCabe, 1962a). En gases
geotermales enriquecidos en CH4, este es normalmente menor al 1% en gas seco (del total sin
agua). Los valores de δ13C para el CH4 varían entre -30 ‰ y -24 ‰, con valores de δ13C en
CO2 varían entre -2 ‰ y -9 ‰ (Craig, 1953 y 1963; Hulston y McCabe, 1962a; Gunter y
Musgrave, 1971; Lyon y Hulston; 1984). Las temperaturas de equilibrio isotópico oscilan
entre 300° y 400° C, algo mayores que las temperaturas indicadas para el equilibrio químico.
2) El metano puede formarse por el decaimiento de la materia orgánica en sedimentos.
Este CH4 termogénico, que es el mayor componente del gas natural, presenta valores de δ13C
para el CH4 que varían entre -25 ‰ y -55 ‰ (Schoell, 1980).
3) La formación de metano biogénico, por descomposición bacterial de la materia
orgánica en sedimentos, presenta valores de δ13C para el CH4 muy distintos del resto que
varían entre -55 ‰ y -85 ‰ (Schoell, 1980).
4) La oxidación bacterial del metano termogénico también genera un fraccionamiento
isotópico, donde el CH4 residual es isotópicamente más pesado (Baker y Fritz, 1981; Coleman
et al., 1981). La variación en los valores isotópicos depende del grado de oxidación que
alcance el CH4.
5) Otra fuente potencial de CH4 es directamente desde el reservorio magmático,
posiblemente como resultado de una mezcla entre CH4 del manto primitivo y más material
subductado. Sin embargo, las concentraciones de CH4 de origen magmático directo tomados
de fumarolas de alta temperatura (700° C) son verdaderamente muy bajos y por lo tanto
difíciles de medir (aprox 2 ppm), el valor obtenido de δ13C para el CH4 es -16 ‰ (Hulston y
McCabe, 1962b; Giggenbach, 1987).
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
90
El CO es la otra especie relevante de carbono, que junto con CH4 y CO2 han sido
aplicados por numerosos autores (D`Amore y Panichi, 1980; Giggenbach, 1980 y 1987;
Arnorsson y Gunnlaugsson, 1985; Arnorsson 1987 y 1990; Chiodini y Cioni, 1989; Chiodini
et al., 1993; Chiodini y Marini, 1998; entre otros) para determinar el estado redox y las
temperaturas de equilibrio en profundidad. Las temperaturas de equilibrio pueden ser
evaluadas mediante el uso de los contenidos gaseosos de CO y H2, debido a que reaccionan
con una cinética similar ante los cambios en el potencial redox (Giggenbach, 1987) de
acuerdo con la reacción:
CO2 + H2 CO + H2O [3.19]
las temperaturas de equilibrio para la reacción son determinadas por Giggenbach (1996) a
partir de la ecuación:
log (xCO xH2O / xCO2 xH2 ) = 2,49 – 2248 / TºK [3.20]
Por otro lado, Cioni et al. (1984) utilizó los valores de temperatura determinados a
partir de la reacción [3.19] independiente de la presión, para aplicarlos en una reacción que
involucra a las mismas especies pero dependiente de la presión. De esta manera, determinaron
condiciones de temperatura y presión de la zona de liberación de estos gases.
Las cantidades relativas de las especies de carbono son controladas por las reacciones
que involucran a los gases CO-CO2 y CH4-CO2 con los buffer roca y gaseoso (D`Amore y
Panichi, 1980; Giggenbach, 1987). Las reacciones que gobiernan la interacción de los gases
de C con la roca son:
CO2 + 8 (FeO) + 2 H2O CH4 + 8 (FeO1,5) [3.21]
CO2 + 8 (FeO) + 3 H2O CO + 8 (FeO1,5) + 3 H2 [3.22]
Mientras que la interacción con el gas buffer H2S-SO2 responde a la reacción
(Giggenbach, 1987):
3 CO2 + H2S 3 CO + SO2 + H2O [3.23]
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
91
La cantidad de CO en gases volcánicos es principalmente controlado por el buffer
gaseoso (reacción [3.23]) y, por lo tanto, las temperaturas obtenidas a partir de la reacción
CO-roca (reacción [3.22]) son menos significativas en los sistemas volcánicos. Por lo
contrario, las cantidades de CH4 en las manifestaciones gaseosas son mayormente controladas
por la reacción CH4 – roca (reacción [3.21]), y las temperaturas derivadas de ella son válidas
para estimar las temperaturas profundas del sistema magmático hidrotermal. Las temperaturas
CO-SO2-H2S obtenidas a partir de la reacción 3.21 permiten estimar las temperaturas de la
parte somera del sistema magmático hidrotermal (Giggenbach, 1987).
3.3.8.- Origen y contenidos relativos de hidrocarburos (HC)
Para el origen de los hidrocarburos (HC) en las manifestaciones gaseosas naturales, se
identifican dos grandes grupos de acuerdo con la proveniencia de los elementos que toman
parte de los procesos genéticos: a) biológica o b) inorgánica.
a) biológica: donde dominan los proceso de transformación de las moléculas orgánicas
complejas (en materia orgánica cruda de diversa naturaleza) en compuestos de menores
dimensiones. Cuando actúa la actividad microbiana, que consiste esencialmente en la continua
destrucción y reacomodación de las moléculas orgánicas producidas, se producen los procesos
que acompañan a la progresiva pérdida de oxígeno y la asimilación de los heteroátomos tales
como el azufre (Hunt et al., 2002).
b) inorgánica: donde los hidrocarburos y el metano se originan a partir de compuestos
inorgánicos, mediante procesos de formación que contemplan mecanismos como rotura
molecular y polimerización. Kiyosu et al. (1992) han sugerido que por vía abiogénica, además
del metano, pueden también ser producidos algunos hidrocarburos ligeros. Szatamari (1989)
sugiere que las zonas de subducción pueden constituir sistemas en los cuales existen las
condiciones fisicoquímicas necesarias para la ocurrencia de las reacciones de síntesis
inorgánica de los hidrocarburos.
Los procesos genéticos que dan lugar a la formación de los HC pueden desarrollarse
siguiendo dos vías principales (Capaccioni et al., 1995):
1. Progresiva destrucción de los compuestos de alto peso molecular, las que generan especies
relativamente más pequeñas. Los hidrocarburos son generados esencialmente desde
reacciones de "cracking" termal, proceso que genera el rompimiento de los ligandos C-C
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
92
(entre átomos de carbono), C-H (entre átomos de carbono e hidrógeno) y C-R (donde R indica
un heteroátomo o grupo de átomos que son parte de la molécula del hidrocarburo).
2. Formación de nuevos compuestos por interacción química de átomos, grupos de átomos o
hidrocarburos de dimensiones moleculares menores respecto a las especies producidas.
Comprende las reacciones que pueden producirse principalmente por dos vías: a) "reforma
catalítica" (mecanismos de polimerización); b) "síntesis", procesos que, sin embargo,
presentan cierta importancia sólo en los procesos industriales.
Los principales grupos de HC involucran a los alcanos, alquenos, aromáticos (o
cíclicos), y en menor medida heterocíclicos y otros compuestos menores.
Entre los alcanos se identifican dos subgrupos, normal-alcanos e iso-alcanos, de los
cuales los más relevantes con respecto a los gases analizados son: etano (C2H6), propano
(C3H8), iso-butano (i-C4H10), normal-butano (n-C4H10), iso-pentano (i-C5H12), normal-
pentano (n-C5H12), iso-hexano (i-C6H14), 2.3 dimetil-butano (2.3-dimetil-C4H10), normal-
hexano (n-C6H14), iso-heptano (i-C7H16), normal-heptano (n-C7H16), iso-octano (i-C8H18),
normal-octano (n-C8H18), iso-nonano (i-C9H20), normal-nonano (n-C9H20).
El proceso de polimerización favorece la formación de normal-alcanos por HC de
dimensiones pequeñas (C2-C3), mientras que al aumentar las dimensiones moleculares (C4-
C6) los iso-alcanos (cuya formación es favorecida por las bajas temperaturas) adquieren
mayor importancia, hasta el momento que no alcanzan la energía suficiente para cerrar los
anillos de las moléculas (para moléculas >Ce, para los cuales se forman los ciclo-alcanos y los
compuestos aromáticos). La producción de hidrocarburos de cadenas ramificadas (iso-
alcanos) se favorece en presencia de arcillas que desarrollan una función catalítica (atribuido a
cargas en el ion aluminio), mientras los normal-alcanos son generados más comúnmente por
la combinación de radicales (Tannenbaum y Kaplan, 1985).
La síntesis puede ocurrir vía radical a partir de elementos constituyentes tales como el
H2 y CO. De todos modos, para que ocurra este proceso deben presentarse temperaturas muy
elevadas, posibles probablemente sólo en ambiente volcánico, además de la adición de
agentes catalizadores como lo son metales de transición del grupo VIII (Capaccioni et al.,
1995).
Los hidrocarburos de tipo alquenos de mayor relevancia en este estudio son: eteno
(C2H4), propeno (C3H6), 1-buteno (C4H8), iso-buteno (i-C4H8), trans-2-buteno (t-2-C4H8), cis-
2-buteno (c-2-C4H8), penteno (C5H10).
La formación de los alquenos se produce principalmente por el proceso de de-
hidrogenización de los alcanos (pérdida de hidrógeno desde una molécula HC, proceso que
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
93
puede producirse a través de la formación de un compuesto intermedio, tal como una
molécula de alcohol, lo que finalmente lleva a la transformación de una molécula saturada a
una insaturada), mediante los mecanismos de eliminación, transposición y combinación
(Seewald, 2001).
Los hidrocarburos aromáticos (o cíclicos) más relevantes en los gases analizados son:
benceno (C6H6), tolueno (C7H8), meta-para-xileno (m-p-C8H10) y etil-benceno (etil-C6H6).
El benceno (C6H6) es la especie más importante de este grupo en el sentido que, es una
de las especies presentes de forma invariable en los gases naturales, y es también uno de los
principales parámetros para la medición de la contaminación atmosférica en los grandes
centros urbanos. Algunos de los procesos seguidos por las reacciones para producir este
compuesto corresponden a la combinación, transposición, eliminación y oxidación. La
formación de tolueno (C7H8) sigue procesos no muy diferentes de los descritos para el
benceno, siendo los más importantes la combinación y la oxidación (Capaccioni et al., 1993).
Los heterocíclicos son compuestos HC menos comunes, los más importantes de este
grupo son: furano (C4H4O), metil-furano (C5H6O), tiofeno (C4H4S) y metil-tiofeno (C5H6S).
Algunos de los mecanismos que generan furano son la oxidación, eliminación y
transposición. El tiofeno, metil-furano y metil-tiofeno se originan bajo los mismos
mecanismos, al cual debe agregarse la combinación.
Otros compuestos HC que no pertenecen a los grupos anteriores, pero que aparecen en
los gases de naturaleza volcánica e hidrotermal son: pentadieno (C5H8), dimetil-sulfuro
(C2SH6) y metil-ciclo-penteno (metil-ciclo-C5H8 o C6H10). El pentadieno tiene una estructura
molecular muy similar a la de su homólogo alqueno (penteno, C5H10), del que se distingue por
la presencia de dos ligandos dobles. Este compuesto se produce principalmente por
mecanismos de eliminación, combinación y transposición. El dimetil-sulfuro es un tioéter,
debido a que su estructura molecular presenta dos grupos metil (-CH3), coordinados por un
átomo de azufre. Los principales mecanismos de formación son la eliminación y
combinación, siendo favorecidos en presencia de H2S, típicamente presente en sistemas
geotermales y volcánicos. El metil-ciclo-penteno es un ciclo-alqueno que presenta un grupo
metil. Los principales mecanismos de formación son la oxidación, combinación y
eliminación.
De acuerdo con las características composicionales de los hidrocarburos presentes en
las emisiones gaseosas, se ha identificado una distribución característica de los distintos
grupos de compuestos orgánicos (alcanos, alquenos y aromáticos) en los distintos ambientes
naturales considerados, tanto volcánicos como hidrotermales (Capaccioni et al., 1995; Tassi,
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
94
2004). Los gases volcánicos están caracterizados por un evidente enriquecimiento en
alquenos, los que son muy importantes por el hecho que son indicadores de las condiciones de
alta temperatura a la que se forman, particularmente aquellos de bajo peso molecular (eteno y
propeno). Sin embargo, también pueden presentarse compuestos con pesos moleculares
mayores como el 1-buteno, iso-buteno, trans-2-buteno, cis-2-buteno y penteno. Capaccioni et
al. (1995) han indicado que se verifica un incremento en los valores de la relación
(alquenos)/(hidrocarburos) en las emisiones provenientes desde sistemas caracterizados por
un volcanismo reciente, con respecto a aquellas áreas con actividad de tipo hidrotermal. Los
gases de origen hidrotermal, característicos de campos geotérmicos, se distinguen por las
elevadas concentraciones de compuestos aromáticos, mientras que la componente orgánica de
los gases desde sistemas termales de menores temperaturas está constituida casi
exclusivamente de alcanos, y en algunos casos de aromáticos (en pozos de producción de
CO2), en cuyos casos está constituido solamente de benceno. Los alquenos que podrían llegar
a estar presentes en estos últimos sistemas de menores temperaturas corresponden solamente a
iso-buteno.
3.3.9.- Origen y contenidos relativos de especies de S (SO2 y H2S)
Los gases de S son los constituyentes cuantitativamente más importantes después del
H2O y el CO2 en la composición de los gases volcánicos. Debido a su alta reactividad, estos
gases son altamente susceptibles a sufrir modificaciones en su concentración dentro de los
fluidos ascendentes, aunque tienen una gran capacidad para ajustar rápidamente a condiciones
de equilibrio. Esta alta reactividad se ve reflejada en el importante grado de interacción con el
resto de los constituyentes, sean estos pertenecientes a los fluidos ascendentes, a la roca
circundante o aguas meteóricas. Las especies más relevantes son SO2 y H2S, donde la especie
oxidada SO2 es la originada desde el magma parental y el H2S es la especie reducida producto
de la interacción con agentes del medio durante el ascenso a superficie. Chiodini et al. (1993)
describieron detalladamente los procesos que involucran a los distintos constituyentes del
medio. El Fe divalente de las rocas circundantes es uno de los constituyentes de mayor
disponibilidad para llevar a cabo el proceso de reducción, de acuerdo con la reacción:
SO2 + 6 FeO + H2O H2S + 6 FeO1,5 [3.24]
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
95
Sin embargo, la reducción del SO2 a H2S puede darse también en presencia de un
exceso de H2 a altas temperaturas, según Chiodini et al (1991 y 1993) mediante la siguiente
reacción:
SO2 + 3 H2 H2S + 2 H2O [3.25]
Como se señaló anteriormente, la característica más importante de estas especies de S
es la capacidad de controlar las condiciones redox durante el ascenso de los gases de origen
magmático a superficie. Según Giggenbach (1997), los gases volcánicos estarían controlados
en ambientes someros, es decir a bajas presiones y temperaturas, por el buffer H2S/SO2, las
dos especies gaseosas de S en sus estados de oxidación más importantes bajo condiciones
magmáticas.
La eficiencia de un sistema buffer geoquímico es determinado tanto por factores
cuantitativos como termodinámicos. La base de un efectivo buffer redox requiere la existencia
de un elemento químico, que en el rango de las condiciones físicas y químicas de interés, se
encuentre en dos estados de oxidación con estabilidad termodinámica similar y una respuesta
cinética lo suficientemente rápida. Para estar en condiciones de dominar el ambiente químico,
los componentes que van a conformar el sistema buffer tienen que estar presentes y
disponibles en proporciones cuantitativas dominantes.
Entre los elementos mas importantes que componen los gases volcánicos (H, C, O y
S), solo el S presenta especies que reúnen las características necesarias, que se encuentran en
cantidades significativas y en órdenes de magnitud comparables. Estas especies mayoritarias
son SO2 y H2S, y por este motivo es que representan generalmente el par mas adecuado para
actuar como buffer redox mayoritario.
El otro constituyente importante de un sistema volcánico es el asociado a la roca,
fundido y/o sólido. Aquí el elemento mayoritario que potencialmente actuaría como buffer
redox es el Fe, en sus dos estados de oxidación. Dependiendo de los tiempos de residencia, y
las condiciones generales de interacción fluido-roca, tanto el buffer gaseoso como el de roca
pueden afectar la composición de los gases ascendentes (Giggenbach, 1996).
En general, como se señaló para la figura 3.03, las muestras pertenecientes a gases
volcánicos de alta temperatura tienden a ubicarse siguiendo de cerca la línea del buffer
gaseoso H2S/SO2 en superficie, sugiriendo que los valores de RH se ajustan rápidamente al
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
96
potencial redox generado por este buffer gaseoso a condiciones cercanas a la superficie. A
temperaturas mucho mayores, superiores a 600º C (características de ambientes más
profundos), los valores de RH parecen estar controlados por el buffer fayalita-magnetita-
cuarzo (FMQ), según lo postulado por Carmichael y Ghiorso (1986). Por otro lado, el hecho
de que los valores de RH se mantengan cercanos a la línea de coexistencia H2S/SO2 sugiere
también que los gases de S se ven muy poco afectados por cualquier otro buffer, aún cuando
estos involucran componentes de la roca como fayalita, magnetita, pirrotina o pirita. Esta
situación refleja condiciones características de ambientes en sistemas volcánicos con
fumarolas de alta temperatura. Según Giggenbach (1993), en contraste con esta situación, en
ambientes con manifestaciones de menores temperaturas característicos de sistemas
geotermales, los valores tienden a desviarse de la línea del buffer gaseoso con una tendencia a
acercarse a la línea del buffer roca FeO/FeO1,5. De esta manera, el buffer roca mencionado
sería el que ejerce el control de las condiciones redox en este tipo de ambientes de baja
temperatura. Por tal motivo, las desviaciones hacia valores de RH mayores en gases
volcánicos de baja temperatura, reflejaría la interacción de los gases con el ambiente
hidrotermal o simplemente el enfriamiento de composiciones de altas temperaturas.
En el ambiente más somero se generan numerosos procesos que modifican la
concentración de estas especies. Los más significativos son el depósito de S elemental (S° o
S8) y la disolución en aguas subsuperficiales con la consecuente formación de aguas ácidas
sulfatadas (Giggenbach, 1975; Chiodini et al., 1993). Ambos procesos pueden darse en
simultáneo a partir de la reacción de dismutación del SO2:
3 SO2 + 2 H2O 2 H2SO4 + S° [3.26]
Otra reacción importante que da lugar al depósito de S° es la siguiente:
SO2 + 2 H2S 3 S° + 2 H2O [3.27]
que en presencia de nuevos fluidos de alta temperatura resulta en una nueva dismutación
según la reacción;
4 S° + 4 H2O H2SO4 + 3 H2S [3.28]
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
97
Esta última reacción es muy similar y tiene los mismos productos que la reacción de
dismutación [3.7], que dan lugar a un aumento de la relación H2S/SO2 en la composición
gaseosa, y un aumento en la acidez de las aguas superficiales y subsuperficiales en las que se
solubiliza el ácido sulfúrico producto. Esta solubilización resultará en las aguas ácidas
sulfatadas que caracterizan este tipo de ambientes, tanto en manifestaciones como vertientes o
lagunas cratéricas. Otros depósitos sólidos de S asociados a las concentraciones de los gases y
aguas de S son los sulfuros metálicos y los sulfatos. La existencia de uno u otro depende de
las condiciones del ambiente en que se generan, los sulfuros prevalecen en ambientes
reductores, mientras que los sulfatos lo hacen en ambientes oxidantes.
Las proporciones en las que se encuentren los principales gases de S dependen del
ambiente en cuestión. El SO2 es la especie que prevalece en sistemas volcánicos con
desgasado abierto, mientras que el H2S adquiere mayor relevancia en sistemas donde se
encuentra asociada una importante actividad hidrotermal.
El SO2 es la especie gaseosa de S que prevalece en los sistemas volcánicos, donde se
produce un desgasado directo desde un cuerpo magmático cercano a superficie. De esta
manera, el SO2 magmático original en un rápido ascenso alcanza el ambiente oxidante
superficial antes de que actúen agentes reductores como el H2 y el Fe divalente de la roca
(reacciones [3.25] y [3.24] respectivamente). Por las características señaladas, el SO2 es de
particular interés en el monitoreo de volcanes activos para determinar estados pre-eruptivos
(Gerlach y Mc Gee, 1994; Wallace et al., 1995; Wallace y Anderson, 2000).
La comparación de las emisiones de SO2 con las estimaciones petrológicas de S
disuelto en magmas volcánicos, presenta una diferencia cuantitativa importante en la cantidad
de S que se ha denominado “problema del exceso de S” (Wallace y Anderson, 2000). Las
inclusiones de fundido en fenocristales eruptados, indican que los contenidos de S disuelto
están muy por debajo con respecto al fundido desde el que se habría desprendido la masa total
de SO2 eruptado. La mayoría de las estimaciones de SO2 emitido, que están basadas en
inclusiones fundidas en fenocristales volcánicos, asumen que la única fuente del S
desprendido durante una erupción es la que estaba originalmente disuelta en la porción de
fundido silicático en el magma justo antes de la erupción. Sin embargo, se ha demostrado en
la última década, basado en datos petrológicos, sensores remoto y de gases volcánicos, que
prácticamente todo el SO2 desprendido durante la mayoría de las erupciones estaba en
realidad contenido en el gas exsuelto pre-eruptivo (Gerlach et al., 1994; Wallace et al., 1995),
y este se manifiesta previamente con un aumento en las emisiones que puede ser identificado
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
98
con un correcto seguimiento de la actividad, resultando así una herramienta determinante en
las tareas de vigilancia y monitoreo volcánico.
Las erupciones de magmas silíceos ricos en gas exsuelto pueden desprender grandes
cantidades de SO2 derivados de un gas exsuelto pre-eruptivo, pero sin embargo con bajas
concentraciones de S disuelto en el registro de los depósitos. Un inconveniente común
asociado a esta situación, es que el SO2 gaseoso inyectado en la estratosfera por erupciones
explosivas es convertido en algunos días en un aerosol rico en H2SO4, que puede afectar tanto
el clima como la química atmosférica (Stoiber y Jepsen, 1973; Devine et al., 1984).
Por otro lado, el H2S es por lo general el componente más importante en vapores
hidrotermales después del CO2. Según Giggenbach (1996), es la especie de S dominante en
solución a valores de RH > -4, que son las condiciones que comúnmente prevalecen en la
mayoría de los sistemas geotermales (figuras 3.03 y 3.04). En estas circunstancias, la especie
mineral de S más importante es la pirita. La presión parcial de H2S, en sistemas en equilibrio,
puede ser calculada simplemente a partir de la reacción:
2 FeS2 + 2 (FeO) + 4 H2O 4 (FeO1,5) + 4 H2S [3.30]
donde nuevamente fayalita (FeO) y hematita (FeO1,5) son tomados como la opción
termodinámica más adecuada para hierro di y trivalente en la roca matrix. Para este tipo de
sistemas se ha evaluado la dependencia con la temperatura, T en °C, de la reacción [3.30]
mediante la siguiente ecuación:
log fH2S = 6,05 – 3990/(T+273) [3.31]
Los valores teóricos obtenidos a partir de esta ecuación han reproducido satisfactoriamente las
presiones parciales observadas en un gran número de sistemas geotermales, sean estos
asociados a magmatismo basáltico, andesítico o riolítico (Arnórsson, 1985; Giggenbach
1997).
Las especies CO2 y H2S son los componentes mas frecuentemente analizados en
manifestaciones gaseosas geotermales, y del estudio de la relación analítica CO2/H2S se arriba
a numerosas interpretaciones sobre los sistemas en cuestión (Glover, 1970; Hedenquist,
1990). Su potencial utilidad está basada en la marcada diferencia de sus solubilidades en agua.
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
99
Por lo general, los efectos de la separación de vapor y líquido en el subsuelo en la relación
CO2/H2S son mucho más pronunciados que los debido a variaciones de temperatura.
Giggenbach (1997), sostiene que las relaciones CO2/H2S son mucho más importantes como
indicadores de ganancia y pérdida de vapor que como base para geotermómetros; altas
relaciones sugieren un enriquecimiento en vapor, mientras que bajas relaciones indicarían un
empobrecimiento característicos de vapores tardíos del sistema desgasado.
Las relaciones isotópicas de azufre pueden indicar el origen y los procesos de
formación de sus compuestos de azufre (SO4-2, H2S y/o S°) a partir del gas magmático
original SO2. Por ejemplo, la reacción de dismutación del SO2 (reacciones [3.7] y [3.26]) por
lo general implica un gran fraccionamiento de isótopos pesados de azufre (34S) en H2SO4. De
acuerdo con esto, las diferencias isotópicas entre H2SO4 y H2S/S° medidas para varios lagos
ácidos sulfato-clorurados en cráteres activos, tienden a ser mayores (hasta 26%o) que los
encontrados en sistemas en los que este proceso de formación de sulfatos está ausente (menos
a 15 %o). Asumiendo que se ha alcanzado el equilibrio isotópico entre el SO4 y el S° disuelto,
estos valores sugieren que la reacción de dismutación del SO2 ocurre a temperaturas
hidrotermales entre 200 y 350°C.
3.3.10.- Origen y contenidos relativos de Cl y otros halógenos
Los halógenos se encuentran entre las especies más reactivas que componen los
fluidos volcánicos y magmáticos hidrotermales. Se encuentran presentes en el sistema de
manera significativa a bajas presiones, y se manifiestan en las descargas principalmente como
haluros de hidrógeno (Giggenbach, 1996). De ellos, los más importantes son HCl y HF. Los
restantes halógenos, Br e I, son usualmente analizados para fines específicos, y son
generalmente asociados a mezclas con cantidades importantes de agua de mar en el sistema
(Sugiura y Mizutani, 1963; Chiodini et al., 1993; Chiodini y Marini, 1998).
Así como el S, la solubilidad en magmas del Cl es compleja también, ambos son
fuertemente dependientes de la presión y la composición del fundido (Shinohara et al., 1989).
Un factor determinante para su solubilidad es la presencia de sal fundida en el magma. El
fundido silicático puede estar saturado con un fundido clorurado alcalino inmiscible. Si hay
agua presente, como sucede en fundidos naturales, entonces el fundido inmiscible cloruro
alcalino contendrá también agua disuelta, considerado entonces como fundido hidrosalino. La
solubilidad del cloro en fundidos silicáticos es controlada por la composición y se incrementa
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
100
cuando aumenta la relación (Na + K)/Al en el magma (Shinohara et al., 1989; Webster,
1992). Un fundido silicático saturado en la sal fundida tiene el máximo de Cl disuelto. La
concentración de Cl a la cual alcanza el punto de saturación varía con la presión, temperatura
y la concentración de agua disuelta en el fundido. En la figura 3.02 se puede observar como
evoluciona el proceso de exsolución con respecto a las variables mencionadas. Para el Cl total
se presentan dos curvas para presiones de 1 y 2 kbar, mientras que la curva del HCl representa
su solubilidad a presiones cercanas a la atmosférica. La alta solubilidad de las especies que
contienen Cl y S hace prever que serán exsueltas en un grado mayor solo a valores de Rv > 1,
que corresponden a profundidades menores a 1 kilómetro (Giggenbach, 1997).
Según Carroll y Holloway (1994), para un fundido silicático saturado con una fase
vapor rica en H2O y CO2, teóricamente la máxima solubilidad del Cl va desde algunos miles
ppm hasta aprox. 2 % en peso, por lo que la solubilidad del Cl puede llegar a tener valores
intermedios entre el H2O y el CO2. En efecto, es posible que un fundido silicático esté
saturado en ambos, fundido hidrosalino y una fase vapor rica en H2O y CO2. Sin embargo, la
mayoría de los magmas tienen por lo general una cantidad de Cl disuelto insuficiente como
para saturar el fundido. La mayoría de los magmas no contienen una fase mineral rica en Cl o
evidencia de fundido hidrosalino. En magmas que están saturados en una fase vapor rica en
H2O y CO2, se produce una fuerte partición del Cl en el vapor. De esta manera, los autores
sostienen que la concentración del Cl en la fase vapor puede llegar a ser de 5 a 20 veces, o aún
mas grande, que la que se encuentra disuelta en el fundido.
Las especies cloruradas predominantes en los fluidos de alta densidad presentes a altas
presiones, son los cloruros alcalinos. El HCl es la especie predominante a bajas presiones,
donde los gases se desprenden durante el desgasado somero. En fluidos de baja densidad, que
se encuentran a bajas presiones, la partición del Cl en cloruros metálicos se hace menos
importante y el comportamiento del Cl puede ser descrito como HCl fundamentalmente
(Giggenbach, 1996). Este comportamiento del HCl en gases volcánicos, puede ser analizado
en base a los contenidos relativos de Cl con respecto al CO2 y el S total (St). El CO2 es
nuevamente el gas magmático referencia por ser el menos soluble. De esta manera, cualquier
variación en la relación HCl/CO2 debería explicarse, según las características del área
involucrada, por diferentes grados de desgasado desde el magma parental o por procesos
secundarios tales como la absorción o exsolución selectiva desde acuíferos hidrotermales
asociados (Chiodini et al, 1993; Giggenbach, 1996).
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
101
El otro halógeno de relevancia es el F, que en general es altamente soluble en fundidos
silicáticos (Giggenbach, 1997), como se puede ver en la figura 3.02. La solubilidad y
especiación del F disuelto en el fundido silicático es aún más compleja que el Cl, aunque
también depende fundamentalmente de la composición del fundido magmático. En fundidos
de composición granítica, el F puede disolverse hasta en un 10 % en peso, sin embrago en
fundidos naturales las cantidades de F disueltas son mucho menores. En fundidos menos
comunes, como magmas riolíticos con presencia de estaño y topacio, puede contener hasta 5
% en peso de F, y en magmas ultrapotásicos manto derivados pueden contener hasta 2 % en
peso de F (Carroll y Holloway, 1994).
El F se encuentra principalmente en las manifestaciones gaseosas como HF, aunque
puede formar complejos en grados significativos con otros elementos como Al, C y Si
(Symonds et al., 1988; Symonds y Reed, 1993). Según Giggenbach (1996), la relación F/Cl
puede ser utilizada como indicador en el monitoreo de volcanes activos. Las propiedades más
destacables del HF son su alta solubilidad en aguas y su fácil adsorción en sólidos como
partículas de ceniza. El mismo autor sugiere, que la adsorción en partículas de cenizas, podría
proveer la base para una técnica de monitoreo de gases volcánicos aún durante erupciones
explosivas, mediante el lavado de ceniza volcánica fresca y la posterior evaluación de los
contenidos relativos F con respecto a Cl y S.
3.3.11.- Composición de la fase líquida de las manifestaciones
El análisis y estudio del origen de los constituyentes de la fase líquida, y el control que
ejercen los distintos procesos en su distribución, comienza por la identificación de los dos
grandes grupos que componen las soluciones, los aniones y cationes. De acuerdo con
numerosos autores (White, 1970; Ellis and Mahon, 1977; Henley et al., 1984; Giggenbach,
1988, Reed, 1997 entre otros), la determinación de las principales características de las
soluciones resulta más adecuada cuando se lleva a cabo en forma separada, primero en base a
los contenidos relativos de aniones y luego con respecto a los contenidos de cationes. Luego,
las observaciones combinadas de ambos grupos, permitirán caracterizar el tipo de agua
dominante y conducir a un mejor entendimiento de los procesos actuantes en el sistema.
Con respecto al origen de estos grupos en las soluciones, como regla general se puede
considerar que los aniones mayoritarios Cl-, SO42- y HCO3
- (Cl, SO4 y HCO3) son
mayormente derivados de constituyentes de la fase vapor de origen magmático; mientras que
los cationes, como Na+, K+, Mg2+ y Ca2+, provienen de la roca que aloja al sistema
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
102
hidrotermal. Además de estos, se pueden encontrar en la solución componentes sin carga, es
decir neutros, como son NH3, SiO2 y B, presentándose los dos últimos generalmente como
ácidos no disociados (Ellis y Mahon, 1984; Arnórsson, 1985; Giggenbach, 1997).
Según la clasificación postulada por Ellis y Mahon (1984), y de común aceptación por
distintos autores, los cuatro tipos principales de agua encontrados en los sistemas geotérmicos
ubicados en áreas activas volcánicas son:
(1) aguas neutras a alcalino cloruradas, características de aguas maduras de origen
profundo, estas aguas suelen ser ricas en Na y K, aunque pueden tener valores considerables
de Ca también,
(2) aguas ácidas sulfatadas, formadas por la absorción de gases ácidos magmáticos
ricos en H2S y SO2 en aguas subterráneas o superficiales y la subsiguiente oxidación, como
consecuencia del ataque ácido a la roca estará enriquecida en los cationes formadores de roca
que dominen la roca matriz,
(3) aguas neutras a alcalinas bicarbonatadas, originadas por la condensación de gases
en aguas subterráneas poco oxigenadas, el catión principal suele ser Na aunque acompañado
por altos valores de Ca y Mg,
(4) aguas ácidas sulfato-cloruradas, o viceversa según el anión principal, puede
formarse por mezcla de aguas 1 y 2, o por condensación en aguas subsuperficiales de vapores
y gases desprendidos desde un cuerpo fundido somero, por lo cual también estará enriquecida
en fluoruros y posiblemente bromuros, junto con los cationes provenientes del lixiviado.
La intensidad de la interacción agua-roca, en función de la temperatura y acidez de las
soluciones involucradas, va dar lugar a los procesos de disolución y precipitación de
minerales que finalmente controlarán la composición de los fluidos y en especial la fase
líquida. Según Arnórsson (1985 y 2000), la disolución de los minerales de rocas primarias, en
gran medida irreversible, y la precipitación de minerales secundarios son los procesos más
significativos que afectan la composición de cualquier fluido geotermal. Los procesos de
disolución tienen como consecuencia un aumento en las concentraciones de los componentes
acuosos, incluyendo las especies conservativas como por ejemplo Cl, Br y B. Otros
componentes que son puestos en solución, por la disolución de minerales de la roca primaria,
son removidos del fluido mediante precipitación de minerales hidrotermales o secundarios.
Como resultado de estos procesos, las proporciones relativas de componentes en las aguas
geotermales difieren mucho de aquellas presentes en las rocas. De los componentes o
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
103
elementos que en gran parte vuelven a precipitar se dice que tienen baja movilidad, ejemplos
de este grupo son: Al, Mg y Fe. Por otro lado, se dice que tienen alta movilidad los elementos
que solo son precipitados en bajas proporciones como Li, Rb y Cs entre otros.
Aún antes de que las aguas subterráneas de origen meteórico entren en contacto con
los gases ácidos ascendentes, pueden traer consigo componentes producto de la interacción
agua-roca. Cuan significativos pueden ser estos valores dependerá del grado de interacción
previo a la acidificación por fluidos profundos. El hecho de que el agua de lluvia que recarga
los acuíferos tenga un bajo contenido de sales disueltas contribuye en el ataque a la roca junto
con la temperatura y acidez, debido a que se encuentra originalmente subsaturada con
respecto a la mayoría, sino a todos, los minerales. En tales condiciones, potencialmente todos
los componentes podrían ser conservativos. En que punto los diversos componentes se pueden
volver reactivos depende de la intensidad de las interacciones agua-suelo y agua-roca
posteriores (Henley y Ellis, 1983; Reed, 1997). Como ya se señaló anteriormente, el carácter
reactivo de estos componentes se debe a su tendencia a precipitar a partir de la solución, para
formar minerales secundarios, y a aproximarse al equilibrio local entre estos minerales y los
componentes acuosos. Esto suele observarse en el comportamiento del Fe, Al y Ti en la zona
de meteorización y en algunas ocasiones con el Mg también. En situaciones en las que se
hayan producido reacciones menores con la roca, como es el caso con aguas de baja
temperatura, es posible que se tornen reactivos otros componentes mayores como Si, Ca, Na,
K, carbonato e incluso sulfato.
Como se mencionó más arriba, el análisis particular para aniones y cationes permitirá
un mejor entendimiento en el origen y procesos que involucraron a estos componentes, y por
lo tanto a las soluciones.
3.3.11.1.- Aniones
Los tres aniones mayoritarios en la composición de soluciones de origen hidrotermal
son generalmente cloruro, sulfato y bicarbonato (Cl, SO4 y HCO3), y por este motivo los más
frecuentemente analizados, aunque en algunos casos pueden hallarse cantidades de fluoruros
(F-) y bromuros (Br-) significativas. En manifestaciones hidrotermales asociadas a ambientes
volcánicos (lagunas cratéricas, vertientes, etc.), estos aniones mayoritarios tienen su origen
principalmente en los gases provenientes del desgasado del cuerpo magmático. De esta
manera, se considera que el Cl es esencialmente derivado de HCl magmático, el SO4 de SO2 y
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
104
H2S, y el HCO3 de CO2. Cada uno de ellos está directamente involucrado en la transformación
de los fluidos inmaduros, ácidos y oxidantes de origen magmático a fluidos neutros y
reducidos típicos de sistemas hidrotermales maduros (Giggenbach, 1997; Arnórsson, 2000),
para después en superficie entrar en contacto con el ambiente oxidante atmosférico.
De acuerdo con lo observado en las figuras 3.03 y 3.04, la absorción de vapores
magmáticos en aguas subterráneas de circulación profunda conduce a la formación de
soluciones altamente ácidas y oxidantes, con contenidos de Cl y S originalmente en
proporciones similares a aquellas en la fase vapor magmática original (Giggenbach et al.,
1990). Se asume que el HCl se solubiliza ionizándose, y la mayoría del S magmático es
convertido a SO4 según las reacciones [3.7] y [3.26]. Bajo estas condiciones de acidez, la
posibilidad de formación de HCO3 a partir de CO2 es nula, de esta manera la composición de
las aguas volcánicas serán de tipo SO4-Cl, con relaciones SO4/Cl que tienden a corresponder
con las relaciones S/Cl de los gases de fumarolas de alta temperatura que pudieran aparecer
asociadas. En gases de tipo andesíticos, considerando S = S total, la relación oscila entre 5 y
20. Las aguas ácidas Cl-SO4, con relaciones SO4/Cl menores, sugieren una pérdida parcial de
S en forma de minerales como sulfuros (pirita), sulfatos (anhidrita, alunita), o S elemental.
Las aguas ácidas con estas características se asocian a las de tipo (4), y se consideran como
aguas altamente inmaduras que se han formado por la absorción de gases volcánicos en aguas
subterráneas a temperaturas relativamente bajas, y por lo tanto a niveles someros. Se observan
en lagunas cratéricas y descargas de vertientes ácidas que se encuentran en los flancos de los
edificios volcánicos (Kiyosu, 1985; Giggenbach y Sheppard, 1989; Rowe et al., 1992;
Varekamp et al., 2000).
Con un mayor tiempo de permanencia de las aguas dentro del sistema se produce la
remoción de la mayor parte del S por precipitaciones como las que se señalan más arriba. De
esta manera, la composición de estas aguas, originalmente con un aporte directo magmático o
volcánico, se aproximan a aquellas de las aguas Cl neutras, descargadas en la mayoría de las
vertientes y surgentes geotermales que no presentan una conexión directa con un aporte
magmático o volcánico. Estas aguas, con mayor tiempo de permanencia, son consideradas
como aguas maduras, se asocian a las de tipo (1) y son las que se concentran generalmente en
potenciales reservorios geotérmicos (Arnórsson, 1985 y 2000).
De acuerdo con Giggenbach (1997), a altas profundidades, y por lo tanto presiones, la
mayoría del CO2 originalmente magmático se mantendría todavía en solución. De esta
manera, soluciones que contengan un alto % en peso de CO2, al disminuir la temperatura se
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
105
volverían más reactivas con respecto a la alteración de roca y se incrementarían las
proporciones de CO2 que se convertirían en HCO3 o calcita. Debido a la solubilidad
retrógrada de la calcita en aguas no muy salinas, los contenidos de HCO3 en equilibrio en
soluciones se incrementarían con el descenso de la temperatura. Las máximas relaciones
HCO3/Cl, alcanzadas a partir de la completa transformación de CO2 a HCO3, son nuevamente
determinadas desde las relaciones CO2/Cl de los gases magmáticos originales. Estos valores
oscilan entre 10 y 50, y están asociados a las aguas de tipo (3). Pero son pocos los casos, en
sistemas de temperaturas relativamente bajas, que alcanzan estos valores. Los bajos valores
observados comúnmente en esta relación se deben, fundamentalmente, a una pérdida
temprana de CO2 o a precipitaciones de parte del HCO3 como calcita. Cualitativamente, los
contenidos de HCO3 pueden ser tomados como un indicador de temperaturas relativamente
bajas. Un proceso que conduce a un marcado incremento en los contenidos de HCO3 a bajos
valores de Cl, es la interacción de aguas enriquecidas en CO2 con roca a niveles someros.
Estas aguas cargadas en CO2 se forman por la absorción de vapores separados de un agua Cl
profunda en un cuerpo de aguas subterráneas más frías (Hedenquist, 1990; Lonker et al.,
1990). La expansión isoentálpica del vapor, separado de una fase líquida profunda, a
presiones cercanas a la atmosférica, es acompañada por una caída en la temperatura cercana a
los 160º C. Las temperaturas de las aguas bicarbonatadas secundarias formadas de esta
manera son por lo general de 150 a 160º C (Cioni et al., 1984; Hedenquist, 1990). La relación
HCO3/Cl fue sugerida como geotermómetro por Fournier y Truesdell (1970), mientras que
Chiodini et al. (1991) la utilizó como indicador de presión de CO2 para sistemas de baja
temperatura.
Según Giggenbach (1997), la absorción de vapores cargados de gases en aguas
superficiales, y la oxidación de H2S a SO4 por O2 atmosférico, llevan a la formación de aguas
ácidas con alto SO4 y bajos contenidos de Cl. Los pequeños cuerpos de agua superficiales
calentadas por vapor que presentan un desgasado directo, de acuerdo con la intensidad del
desgasado y la temperatura que adquieren, pueden ser identificadas como “bubbling o boiling
pools” (burbujeantes o en ebullición respectivamente), y también se encuentran
frecuentemente asociadas con rasgos superficiales denominados como “mud pools” (llamadas
también olletas de fango o pailas). Aunque el punto de ebullición del agua limita la
temperatura de estos cuerpos a valores cercanos a los 100ºC, suelen tener temperaturas muy
por encima de los valores del ambiente, lo que favorecería la liberación del HCl
enriqueciéndose considerablemente el SO4. De esta manera, dan lugar a aguas del tipo (2),
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
106
que por lo expuesto se forman solo a niveles someros pero en ocasiones percolan a niveles
profundos (Reyes, 1990).
De no contar con información más detallada, los diagramas triangulares Cl-SO4-HCO3
(Chang, 1984) son una importante herramienta para la clasificación de aguas, pero además
proveen mucha de la información requerida con respecto a la evolución de los fluidos
hidrotermales debido a su potencial interpretativo. Mayores evidencias o información
cualitativa adicional, especialmente con respecto a temperaturas de interacción de estas
soluciones con roca, se obtiene a partir del otro grupo importante de especies en solución, los
cationes.
3.3.11.2.- Cationes
De los constituyentes de soluciones hidrotermales en contacto con rocas corticales,
Na K Mg y Ca son los comúnmente más analizados y en los que se ha encontrado una mayor
aplicación como componentes de un gran número de geoindicadores (Fournier y Truesdell,
1973, Giggenbach, 1988; Arnórsson, 2000; Cortecci et al., 2001). Los procesos más
importantes que gobierna dichas concentraciones en las soluciones hidrotermales, son la
disolución de la roca que alberga al sistema geotermal y el grado de equilibrio alcanzado.
Otros cationes a considerar son Fe y Al, que junto con los anteriormente señalados son los
principales elementos formadores de roca (RFE). Considerando las proporciones relativas de
Fe y Al en la composición de la roca promedio de la región (Taylor, 1964) y las
características de los fluidos con los que interactúa, éstas especies adquieren valores
significativos en la composición de las aguas descargadas en superficie.
La condensación y solubilización de vapores ácidos de origen magmático en los
acuíferos subsuperficiales son los responsables de la elevada acidez de las soluciones, y junto
con la elevada temperatura facilita la disolución de la roca, fuente de los cationes
mayoritarios.
La disolución de muchos minerales formadores de roca involucra el consumo de
protones y la liberación de cationes, y algunas especies neutras como sílice y B, dentro de la
solución. Como se señalara más arriba, la disolución progresiva de los minerales de la roca
trae aparejado un aumento en la relación catión / protón, el cual se debe a un descenso del ión
hidrógeno, o a un aumento en la concentración acuosa de los cationes derivados de la roca o a
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
107
ambos factores a la vez (Arnórsson, 2000). En condiciones de equilibrio las relaciones catión /
protón van a alcanzar un valor particular, que dependerá de la temperatura y la presión del
sistema, de los equilibrios minerales específicos involucrados y del grado de madurez de las
aguas.
Información acerca de esto último puede obtenerse a partir de las proporciones
relativas de Na, K y Mg. Si las soluciones resultaran del ataque químico de las rocas a bajas
temperaturas, estarían enriquecidas en Mg con valores variables de K e indicarían un menor
grado de madurez. Por otro lado, las soluciones con mayores contenidos de Na, son aguas
maduras que habrían alcanzado el equilibrio. Estas relaciones guardan una estrecha
vinculación con las planteadas para los aniones. De esta manera, puede reconocerse que las
aguas ácidas sulfatadas y/o sulfatadas-cloruradas tienden a estar enriquecidas en Mg con
respecto a Na y K. Mientras que las aguas cloruradas asociadas a estados de madurez tienden
a estar enriquecidas en Na (Giggenbach, 1997).
Dependiendo de las características del ambiente y del modo de interacción agua-roca,
se pueden producir reprecipitaciones inmediatas de minerales secundarios o conducir a una
disolución congruente; esto significa que los elementos liberados de la roca mediante este
proceso, son puestos en solución sin que se produzca la precipitación de ninguna fase mineral
(Varekamp et al., 2000).
Como se mencionó anteriormente, la solubilidad de muchos silicatos primarios que
van a liberar cationes de las rocas comunes depende del pH. Ejemplos de esto puede
observarse en olivinas y piroxenos, como forsterita y diópsido para liberar Ca y Mg
(reacciones [3.13] y [3.14]).
Para otros minerales, el pH del medio condicionará la forma del componente
que se liberará, como en el caso de los feldespatos y particularmente la albita para la
liberación de Na y Al. El Na+ se desprenderá en cualquier situación por su alta movilidad,
pero el Al disuelto estará en la forma Al(OH) 4- en un medio de pH neutro o alcalino, mientras
que en soluciones ácidas, el Al disuelto estará presente sobre todo como Al+3 (reacciones
[3.15] y [3.16]). Por otro lado, el comportamiento del Fe en solución y la precipitación estará
controlado por la presencia de oxhidrilos según la reacción [3.17].
Es importante tener en consideración que si un mineral o minerales, controlan la
actividad de un componente reactivo particular, y es estable para un amplio rango de
temperaturas y composición de la roca, este componente reactivo tendrá una amplia
CAPÍTULO 3. MARCO TEÓRICO MARIANO R. AGUSTO
108
aplicabilidad como geoindicador. Ejemplos de esto son los equilibrios entre sílice y cuarzo
y entre Na, K y feldespato alcalino (Fournier, 1985; Arnórsson, 1985).
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
109
ツAパÍフブネバ サ.
ノテフバヅバネバトÍA ヅテ
MUESTREO Y AハÁネナピナピ
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metoュヰロヰヨíモ ヶヵリロリコ゚モュモ ヱモンモ ユロ ヮヶユヴヵンユヰ ュユ ロモヴ ヮモワリョユヴヵモヤリヰワユヴ ロíヲヶリュモヴ
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モワモロíヵリヤヰヴ ケ゚ ユロ ユヲヶリヱモヮリユワヵヰ ヶヵリロリコ゚モュヰ ヱモンモ ロモ ュユヵユンヮリワモヤリóワ ュユ ロモ
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ヵヰヮモュモヴ ユワ ロモヴ áンユモヴ ュユ ヮヶユヴヵンユヰ.
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
110
4.1.- Consideraciones generales
Para determinar la composición química e isotópica de las distintas manifestaciones
líquidas o gaseosas de la región, sean estas volcánicas-hidrotermales o del sistema
hidrológico, es necesario emplear métodos que permitan capturar la muestra de manera tal
que al ser analizada posteriormente en laboratorio, se pueda reproducir la composición en el
punto muestreado al momento del muestreo. Para esto se requiere mantener a las especies que
constituyen la muestra, en condiciones necesarias para que mediante las distintas
metodologías de análisis puedan ser identificadas y cuantificadas. Esto implica en algunos
casos, fraccionar el muestreo de la manifestación (líquida o gaseosa) en distintas técnicas y
recipientes de acuerdo con los posteriores requerimientos analíticos, e incluso separar y
transformar algunas especies para evitar que se produzcan reacciones posteriores al muestreo,
que enmascararían la determinación de la composición original.
A continuación se detallan las metodologías de muestreo empleadas para los distintos
tipos de manifestaciones líquidas y gaseosas, y una completa descripción de las metodologías
analíticas para la determinación de los constituyentes tanto de las fases gaseosa como líquida
para la realización del presente trabajo.
4.2.- Metodologías e instrumental de muestreo
Aunque existen una gran variedad de manifestaciones fluidas a considerar en
ambientes volcánicos y geotermales, se pueden dividir los métodos de muestreo en dos
grandes grupos, los muestreos para la fase gaseosa y los muestreos para la fase líquida. Las
técnicas de muestreo de la fase gaseosa varían según las características fisicoquímicas de la
manifestación gaseosa y de la morfología del sitio de emisión. Por otro lado, la técnica de
muestreo para la fase líquida es uniforme para todos los tipos de emisiones, pero variará la
forma de almacenamiento de acuerdo al grupo de constituyentes que se desean analizar. Las
técnicas de muestreo aplicadas durante las campañas realizadas para al presente trabajo,
corresponden a las utilizadas en el Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de
Florencia, Italia, y son presentadas en este capítulo según las descripciones de Montegrossi et
al. (2001) y Tassi et al. (2003).
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
111
4.2.1.- Muestreo de las Emisiones Gaseosas
4.2.1.1.- Ampollas de muestreo
Para la realización del muestreo de las manifestaciones gaseosas, sean estas
correspondientes a emisiones fumarólicas o encharcamientos de aguas burbujeantes, se
emplean ampollas evacuadas al vacío. Las ampollas pueden contener solución alcalina o no
según las especies que vayan a ser analizadas.
La principal ampolla de muestreo se trata de una ampolla de vidrio de entre 90 y 100
ml de volumen, al vacío y cerradas por una válvula Thorion o Rotaflo (Giggenbach, 1975). La
ampolla contiene entre 25 y 30 ml de una solución de alcalina de 4N NaOH-0,5N Cd(OH)2
dependiendo del volumen de la ampolla (fig. 4.01a). Esta solución alcalina (Na-Cd) permite al
momento del muestreo, la separación entre la fase condensable y reactiva (H2O, CO2, HC1,
HF, HBr, H3BO3, y especies de S) que permanece en la solución, y la fase incondensable (N2,
H2, O2, He, Ar, Ne, CO, y CH4 entre otros gases orgánicos) que se concentra en el espacio
libre que queda en la parte superior de la ampolla, mientras que en la fase sólida queda
contenido el H2S, que precipita como CdS amarillo-naranja (fig. 4.01b) por interacción con la
solución de Cd(OH)2. De esta forma, el H2S es separado del SO2 que permanece en solución
en forma de SO3-2 y SO4
-2, y del So que precipita y permanece como residuo sólido de la
solución básica. Esta separación de las especies sulfuradas, evita la reacción entre el SO2 y el
H2S durante el muestreo y reacciones de oxido-reducción entre las especies sulfuradas en la
solución. Como se señaló en el capitulo anterior (ver 3. Marco Teórico), la separación e
identificación de las distintas especies de S es fundamental para determinar aportes directos
de origen magmático.
Las reacciones que retienen a las principales especies gaseosas reactivas y
condensables son las siguientes (Symmonds et al., 1994; Marini, 2000):
CO2(g) + 2OH-(aq) CO3-2 (aq) + H2O [4.1]
4SO2(g) + 7OH-(aq) 3SO4-2 (aq) + HS-(aq) + 3 H2O [4.2]
HCl(g) + OH-(aq) Cl-(aq) + H2O [4.3]
HF(g) + OH-(aq) F-(aq) + H2O [4.4]
mientras que la reacción que da lugar a la separación del H2S como fase sólida por
precipitación de CdS es la siguiente:
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
112
Cd(OH)2 + H2S CdS + 2 H2O [4.5]
Para el análisis isotópico de 3He/4He y 40Ar/36Ar, solo se necesita que los gases ácidos
condensables sean retenidos por una solución alcalina para que no interfieran con el análisis
de los gases inertes, por este motivo no necesariamente la solución debe contener Cd(OH)2,
ya que con la sola presencia de NaOH los gases ácidos son separados.
Figura 4.01- Ampollas para el muestreo de gases. a) Nótese la diferencia del color en la solución Na-Cd entre la ampolla antes de iniciar el muestreo y b) al finalizar el muestreo. c) Ampolla con solución de NaOH apta para el muestreo de isótopos de He y Ar.
Para el análisis isotópico de 13C/12C del CO2 es necesario que el muestreo de gas sea
realizado en una ampolla al vacío sin solución alguna en su interior.
4.2.1.2.- Preparación y carga de la solución alcalina
La solución alcalina que contiene la ampolla principal esta compuesta por una
concentración de 0,5N Cd(OH)2 + 4N NaOH. Esta solución tiene la particularidad que el
Cd(OH)2 no está usualmente en compañías químicas, por lo cual, debe sintetizado como
CdCO3, el cual es altamente tóxico. La preparación de este compuesto es en extremo delicada,
debido a que el CdCO3 produce fuertes reacciones exotérmicas. Posteriormente, un ligero
exceso (~0,2%) de HC1O4 (70% P/P) se deja gotear sobre el polvo de CdCO3 usando agua de
ultra alta calidad (UHQ = Ultra High Quality). Esto permite la disolución del precipitado y la
eliminación del CO2. Luego, con un exceso (~2%) de pellets lixiviados de NaOH, más la
a b c
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
113
precipitación de Cd(OH)2, se obtiene la purificación conveniente para la centrifugación y,
finalmente, es enjuagado con agua UHQ y 2 gr/lt de NaOH. El Cd(OH)2 puro es adherido a
una solución 4N NaOH para obtener 0,5N Cd(OH)2, y la mezcla resultante es hervida para
desgasificar el reactante. De esta forma la solución esta lista para ser cargada en la ampolla de
muestreo.
El proceso de carga de las ampollas consiste en someter a la ampolla a un vacío
parcial para luego succionar la solución alcalina. Una vez que la solución alcalina es
introducida, la ampolla es sometida a vacío por unos 10 a 20 minutos, mediante el uso de una
bomba de vacío de rotación con una capacidad de 3 litros como mínimo (fig. 4.02). Las bajas
presiones dentro de la ampolla, una vez que ha sido sometida al vacío, son indicadas por el
característico sonido similar a partículas sólidas dentro de la ampolla al ser esta agitada.
Terminado el proceso de vacío, la boquilla libre de la ampolla es llenada con agua Milli-Q o
agua destilada de alta pureza (UHQ)- La ampolla debe ser pesada con una balanza de 0,01 grs
de precisión y finalmente debe ser sellada la boquilla con parafílm. La inserción de agua y el
sellado de la boquilla evitan el ingreso de aire dentro de la ampolla.
Figura 4.02 - Bomba de vacío para la preparación de ampollas.
4.2.1.3.- Descripción del muestreo con ampollas
En el proceso de muestreo, la ampolla es conectada al extremo final de la línea de
muestreo con un tubo de silicona. Previo a la apertura de la válvula Thorion para iniciar el
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
114
muestreo (sólo debe abrirse la válvula roja y lentamente, para evitar un ingreso violento de
gas a la ampolla), la ampolla debe ser puesta en posición vertical, con la válvula apuntando
hacia abajo. Durante el muestreo, en la solución alcalina se irán generando burbujas producto
del ingreso de gas en la muestra, una vez que el burbujeo en la ampolla ha cesado o es
extremadamente lento, la válvula debe ser cerrada. La cantidad de gases que pueden ser
muestreados está limitada por: 1. Consumo total de la solución alcalina, para fluidos ricos en
gases ácidos; 2. Finalización del vacío, para fluidos ricos en gases no absorbidos; 3. Consumo
del espacio líquido, para fluidos ricos en agua (Marini, 2000). Inmediatamente finalizado el
muestreo, la boquilla debe ser nuevamente rellenada con agua Milli-Q y sellada con parafilm.
Finalmente, la muestra es rotulada con código, fecha de muestreo y temperatura de emisión.
En ocasiones, especialmente en fumarolas de alta temperatura, las descargas pueden causar la
ebullición de la solución de NaOH, provocando que la presión de la solución sea más alta que
de la misma fumarola y con esto la succión de la solución hacia la zona de emisión de la
fumarola. Para minimizar parcialmente este efecto, la ampolla debe ser envuelta en una capa
de papel húmedo, manteniendo así la solución alcalina bajo el punto de ebullición.
Posterior al muestreo y en el laboratorio, la ampolla debe ser nuevamente pesada sin
parafilm y sin agua dentro de la boquilla. La diferencia entre los pesados pre y post muestreo,
entregará la cantidad de agua + gas recolectado.
El muestreo para la determinación de isótopos de He y Ar se realiza de la misma
forma, pudiendo utilizarse la misma solución alcalina de Na-Cd o solo con NaOH, como se
indicó anteriormente.
El muestreo con la ampolla para los isótopos de carbono es realizado de la misma
forma que con las ampollas con la solución de Na-Cd en su interior, sin embargo, el tiempo de
muestreo es muy corto, siendo sólo de algunos segundos.
Finalmente, una vez realizados todos los análisis, se procede a la limpieza final de las
ampollas para su reutilización.
4.2.1.4.- Muestreo de Fase Gaseosa en Fumarolas
Los métodos de muestreo en fumarolas, para la determinación de la composición
química de las emisiones gaseosas, consisten en capturar el flujo gaseoso en la ampolla
descripta arriba como se mencionó anteriormente. Sin embargo, la captación del flujo para
encauzarlo hacia la ampolla puede variar según las características de la emisión y la
factibilidad para poder realizar el trabajo de muestreo.
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
115
En el caso de fumarolas de alta temperatura y/o altos flujos de emisión, que impidan
realizar con comodidad un muestreo directo sobre la emisión, se realiza la extensión de una
línea de vidrio que va inserto en el punto de emisión mediante un tubo de titanio (fig. 4.03) o
de cuarzo, mientras que en fumarolas de menores temperaturas y flujo se utiliza simplemente
un embudo que se conecta a la ampolla mediante una manguera o tubo de silicona. Esta
última fue el caso frecuente en el área de muestreo.
Para el caso de utilización de tubos de inserción, este requiere una extensión de unos
50 cm de longitud. La utilización del tubo de titanio o cuarzo dependerá directamente de la
temperatura de emisión de la fumarola. En fumarolas con temperaturas inferiores a 600°C es
utilizado el tubo de titanio (fig. 4.03), mientras que temperaturas superiores a 600°C debe ser
usado el tubo de cuarzo o de cualquier material altamente refractario (e.g. mullita), debido a
que el titanio a estas temperaturas, se vuelve altamente reactivo, pudiendo generar
contaminación de hidrogeno en la muestra, de acuerdo a la siguiente reacción (Symmonds et
al., 1994):
Ti (s) + 2H2O TiO2 (s) + 2H2 [4.6]
Sin embargo, el tubo de cuarzo o mullita también presenta la desventaja de ser muy
frágil y eventualmente puede quebrarse, sobre todo en aquellas fumarolas altamente vigorosas
(Giggenbach y Gogel, 1989). En el tubo de titanio (el más ampliamente utilizado) es insertada
una línea de vidrio pyrex, el cual es conectado mediante pinzas metálicas. La línea de vidrio
esta compuesta de un cilindro de vidrio "dewar" de doble camisa o cilindro doble de vidrio
(fig. 4.03). Las dos camisas se encuentran separadas por un espacio vacío, el cual evita las
bruscas caídas de temperatura a lo largo de la línea de muestreo y con esto eventuales
cambios en la composición del gas. En la entrada superior del tubo de titanio es inserto un
anillo de teflón (fig. 4.03), el cual evita tanto el ingreso de aire dentro del tubo de titanio como
el rompimiento de la línea de vidrio durante el muestreo, esto último, debido a la expansión
por el calentamiento de la línea de vidrio. El teflón, al ser un material autolubricante, permite
mantener la estabilidad de la línea vidrio. En la parte final de la línea de muestreo, conectada
mediante pinzas metálicas al tubo "dewar", es insertado una pieza de vidrio con doble salida,
con el objetivo de obtener un flujo de salida óptimo. La forma particular de este objeto de
vidrio impide que al interior del mismo se creen vórtices o reflujos de gas, que puedan causar
fenómenos de condensación del gas o aspiración de aire externo (fig. 4.03). En la salida
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
116
diagonal superior de este objeto de vidrio es conectada la ampolla de muestreo, mediante un
tubo de silicona.
Figura 4.03 - a) Esquema línea de vidrio para muestreo de gases en fumarolas de alto flujo y temperatura, b) Fotografía del muestreo de gases volcánicos en fumarolas.
Posteriormente al muestreo con ampollas, también es necesaria la realización del
muestreo de gas condensado, debido a que con este tipo de muestra pueden ser realizados
análisis más complejos que aquellos realizados por el gas recolectado en las ampollas. Para el
muestreo del condensado, se utiliza el mismo sistema (tubo de titanio + línea de vidrio) que
para el muestreo con ampollas, ya descrito anteriormente (fig.4.03).
Para este muestreo, la pieza de vidrio de doble salida es sustituida por un tubo de
vidrio pyrex simple, el cual es revestido por una capa de papel humedecido (fig. 4.03). El uso
de este tubo simple revestido, causa un descenso de la temperatura suficientemente útil para
condensar el gas y recolectarlo. Es posible variar la longitud de la línea de vidrio, variando el
numero de piezas de vidrio revestido con respecto al flujo de salida del gas y de su
temperatura (a mayor temperatura y flujo se debe colocar una línea más larga), permitiendo
optimizar la recolección de la muestra de condensado. El condensado es recolectado en una
botella plástica, siendo la cantidad óptima de recolección unos 50 ml, sin embargo, en casos
donde la obtención del condensado es muy baja, son suficientes unos 20 ml. Para la
realización de análisis isotópicos, es necesario recolectar el condensado en una botella de
vidrio oscuro (fig. 4.07b) y realizando la operación de condensación con el uso de hielo o éter,
para evitar un posible fraccionamiento isotópico. Una vez finalizado todo el proceso de
muestreo, tanto con las ampollas como las muestras de condensado, se debe proceder a retirar
a bb
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
117
toda la línea de vidrio y dejar el tubo de titanio, de esta forma, se procede a insertar el
termómetro para la medición de la temperatura de emisión del sitio muestreado.
Figura 4.04 - a) Esquema del sistema de muestreo de gases en fumarolas mediante el uso de embudo, para ampolla pre-evacuada vacía y pre-evacuada con Na-Cd o NaOH. b) Fotografía del muestreo de gas en fumarolas con utilización de llave 3 vías, para favorecer el flujo y saturación del sistema.
Para las fumarolas que presentan temperaturas y flujos de emisión menos vigorosos,
que permiten una sencilla captación para el muestreo, se utiliza un embudo plástico y tubos de
silicona para la conexión a la ampolla. Una vez identificado el sitio de emisión, se procede a
realizar un orificio donde pueda ser insertado el embudo, despejando de tierra y rocas.
Posteriormente, se procede a insertar el embudo sobre la zona de emisión y finalmente es
cubierto con tierra húmeda o fango de la misma zona de emisión, generando con esto un
sistema cerrado y evitando así el ingreso de aire que eventualmente podría contaminar la
muestra (fig. 4.03). Previo al inicio del muestreo, se debe asegurar de que existe una cantidad
suficiente de gas dentro del embudo mismo. Para facilitar el llenado del embudo y la
saturación de todo el sistema con gas, se puede realizar vacío desde el extremo de salida del
tubo de silicona mediante el uso de una jeringa y llave de 3 vías, como se observa en la figura
4.04 b. De esta forma, previo a la inserción de la ampolla se realiza un evacuado del sistema
durante el tiempo que se considere necesario para asegurarse la eliminación total de aire en el
sistema embudo-tubo de silicona y la saturación con gas en el mismo. Una vez realizado el
evacuado se procede a la inserción de la ampolla y muestreo.
a b
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
118
Para la extracción de condensado fumarólico en este tipo de muestreo, se utiliza en un
burbujeador conectado al extremo de salida del tubo silicona (fig 4.05). En este caso, para la
realización de la operación de condensación se coloca el burbujeador en un recipiente con
agua y hielo, y se conecta el orificio de salida del burbujeador una jeringa para realizar vacío
y favorecer el flujo de burbujeo. Luego, de la misma forma que con el muestreo anterior, la
fracción de condensado destinada para la realización de análisis isotópicos se recolecta en un
recipiente de vidrio oscuro, para evitar un posible fraccionamiento isotópico.
Figura 4.05 - a) Esquema del muestreo para la obtención de condensado en emisiones fumarólicas, mediante le uso de burbujeador y jeringa. b) Fotografía del muestreo de condensado en fumarolas, se observa el burbujeador con jeringa dentro del recipiente con hielo.
4.2.1.5.- Muestreo de Gases en las Aguas Burbujeantes (bubbling-boiling o mud
pools)
La obtención de muestras de gases desde las acumulaciones de aguas sobre emisiones
fumarólicas requiere un tipo particular de muestreo. En esta clase de manifestaciones, olletas
de aguas (o fangos) burbujeantes o aguas calentadas por vapor, es utilizado el mismo material
que en las fumarolas de baja temperatura, pero el método de inserción del embudo implica
determinados recaudos.
El muestreo en este tipo de sitios se realiza mediante el uso de un embudo plástico
como captador, que debe ser colocado sobre la zona de emisión de las burbujas de gas, de
modo tal que el gas atraviese el embudo por su parte superior más estrecha hasta arribar a la
ampolla de muestreo, la cual está conectada al embudo mediante un tubo de silicona (fig.
a b
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
119
4.06). Es muy importante que al inicio del muestreo, el embudo sea inmerso completamente
en el liquido, y si es posible, realizando la conexión entre el embudo y la ampolla en total
inmersión.
Figura 4.06 - a) Esquema del muestreo de gases en acumulaciones de aguas o fangos burbujeantes. b) Fotografía del muestreo de gas en una acumulación burbujeante.
Durante todo el proceso de muestreo y con el objetivo de evitar la contaminación
atmosférica, el embudo debe mantenerse semi-inmerso en líquido y se debe asegurar de que
existe una cantidad suficiente de gas dentro del embudo mismo. Una forma práctica de
favorecer el llenado de gas dentro del embudo, es obstruir la salida del tubo de silicona,
presionando sobre el extremo libre del mismo por unos 30 a 40 segundos. Si esta operación
no es posible realizarla por condiciones especialmente desfavorables durante el muestreo, el
embudo puede ser puesto sobre el punto de emisión, llenando repetida y abundantemente el
embudo con el gas.
Se debe disponer de varios tamaños de embudos y tubos de silicona de distintas
longitudes, permitiendo con esto adaptarse mejor a las dimensiones del cuerpo de agua
burbujeante. Puede resultar útil disponer de cualquier objeto que permita sostener el embudo a
larga distancia, sobre todo para el muestreo de emisiones gaseosas dentro de cuerpos de agua
relativamente grande o alejado del punto de mayor seguridad para detenerse a realizar el
muestreo. Esto último debe ser considerado, debido a que diversos sitios donde ocurren este
tipo de emisiones gaseosas se presentan en grandes acumulaciones de aguas que alcanzan
a b
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
120
hasta los 100°C, o en zonas donde el suelo del sector más cercano a la emisión de gas no
presenta la firmeza suficiente para sostener al operador del muestreo durante un tiempo
prolongado, particularmente habitual en las acumulaciones de tipo fango.
4.2.2.- Muestreo de la Fase Líquida (Aguas)
La técnica de muestreo de aguas es la misma para todos los sitios, independiente tanto
del tipo como la morfología de la zona de emisión, esto involucra tanto a los ríos y arroyos,
lagos y lagunas de la zona de estudio, como las vertientes o surgentes termales y
acumulaciones de aguas burbujeantes. Para la realización de un muestreo prolijo a fin de
evitar contaminación de la muestra, se recomienda la utilización de una jeringa para extraer la
muestra de agua desde la acumulación, desechando las veces que sea necesario la recarga de
la jeringa para efectuar un efectivo enjuague de la misma. Luego se llenan los recipientes
completamente, evitando dejar espacios con aire. El recipiente colector varía de acuerdo con
el tipo de análisis a realizar posteriormente, por lo cual, por cada sitio muestreado deben ser
obtenidas 3 muestras, correspondiendo a:
1. Muestreo en botella plástica de 125 ml con contratapa (fig. 4.07a) para el análisis de
aniones (HCO3-, SO4
-2, Cl-, NO3-, F-, Br-, B, SiO2).
2. Muestreo en botella plástica de 125 ml con contratapa (fig. 4.07a) para el análisis de
cationes (Na+, K+, Ca2+, Mg2+, Fetot, Mntot, Li+, Al3+, NH4+). Para el caso en que el agua
muestreada presente un pH superior a 3, la botella debe ser acidificada con 0,15 ml de HNO3
“Suprapur” concentrado de alta pureza. La acidificación tiene por objetivo preservar los
cationes contenidos en aguas de alta temperatura, los cuales se vuelven supersaturados con el
enfriamiento, prevenir la precipitación de metales traza tanto de aguas de baja como de alta
temperatura y evitar la disolución de sólidos suspendidos, nunca antes acidificados por aguas
infiltradas (Marini, 2000).
3. Muestreo en envase de vidrio oscuro de 25 ml (fig. 4.07b) para el análisis isotópico
de 2H/1H y 18O/16O. La utilización de vidrio oscuro es para evitar el fraccionamiento isotópico
de la muestra.
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
121
Figura 4.07 - Envases para el muestreo de aguas. a) Botella de 125 ml con contratapa para aniones y cationes. b) Envase de vidrio oscuro de 25 ml para isótopos estables.
Durante el muestreo es importante considerar, que tanto las muestras recolectadas en
la botella plástica de 125 ml como en la de vidrio oscuro de 25 ml deben ser llenadas hasta el
máximo de su capacidad, es decir, totalmente ausentes de aire, para evitar la contaminación
con aire y el fraccionamiento isotópico. Para la botella plástica de 125 ml acidificada no es
estrictamente necesario este procedimiento, y el agua puede ser recolectada sólo hasta la zona
de estrechamiento de la botella, debido a que al estar acidificada no se ve afectada por el aire
ingresado.
Una vez realizado el muestreo, son tomados los datos de temperatura, pH y
conductividad o TDS (Total de Sólidos Disueltos) de la surgente de agua, los cuales deben ser
anotados en las muestras correspondientes.
4.3. - Metodologías e Instrumental de Análisis
Las metodologías de análisis descriptas y el instrumental involucrado corresponden a
las técnicas y equipamiento utilizados en los laboratorios donde fueron realizados los análisis
para este trabajo. Los análisis de las muestras fueron realizados en el Laboratorio de
Geoquímica de Fluidos y Rocas para los análisis químicos de fases gaseosa y líquida
(Montegrossi et al., 2001; Tassi et al., 2003), Laboratorio de Isótopos Estables para isótopos
de 13C/12C en fase gaseosa (Vaselli et al., 1997), ambos del Departamento de Ciencias de la
Tierra de la Universidad de Florencia, Italia; Laboratorios del INQUIMAE de la universidad
de Buenos Aires y de la CNEA para la determinación de elementos mayoritarios y trazas en
aguas; Laboratorios de INGEIS (INGEIS, 2005) y Laboratorios CSIC, Granada, España, para
a b
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
122
los isótopos de 18O/16O y 2H/1H en fase liquida (CSIC, 2005; Tassi et al., 2006); y Laboratorio
de Gases Raros para los análisis isotópicos de 3He/4He, 40Ar/36Ar, 20Ne/36Ar y 84Kr/36Ar en
fase gaseosa (Poreda y Farley, 1992; Tassi et al., 2006) del Departamento de Ciencias de la
Tierra y Ambientales de la Universidad de Rochester, EEUU.
4.3.1.- Análisis de las Emisiones Gaseosas
El análisis de las muestras tomadas en las emisiones gaseosas implica: el análisis por
separado de las tres fases que se encuentran dentro de la ampolla, y el análisis de la fase
líquida colectada por condensación de la emisión gaseosa para complementar lo obtenido en
la ampolla. Para el caso de lo obtenido en la ampolla, en primer lugar se analiza la fase
gaseosa de la ampolla que contiene a los gases incondensables, aquellos que se encuentran en
la parte superior de la ampolla ya que no fueron absorbidos/retenidos por las fases líquida y
sólida. Una vez finalizados los análisis de la fase gaseosa de la ampolla, se procede a la
extracción y separación de las fases líquida y sólida para la determinación de los compuestos
gaseosos retenidos en ellas. Por otro lado, se analiza con distintas técnicas la fase líquida
condensada. A continuación se describen las distintas metodologías de análisis para la
determinación de la composición de las emisiones gaseosas.
4.3.1.1- Análisis de los compuestos de la Fase Gaseosa de las Ampollas
Para la determinación de la composición química e isotópica de la fase gaseosa de las
ampollas son utilizados tres cromatógrafos gaseosos.
1. Cario Erba 4200, con detector TCD (Detector de Conductividad Térmica)
2. Shimadzu 14a, con detector FID (detector de ionización de llamas)
3. Shimadzu 15a, con detector TCD.
La ampolla es conectada al cromatógrafo gaseoso, y los gases contenidos en su parte superior
son extraídos usando una bomba de rotación y una válvula (six-port valve), conectadas a un
tubo o loop de acero inoxidable de 0,5 ml, mediante el cual se transfieren los gases al gas
cromatógrafo.
El cromatógrafo gaseoso Carlo Erba 4200 es utilizado sólo para el análisis del CO2 en
la fase gaseosa, y por lo tanto de la ampolla al vacío. El análisis es efectuado mediante el uso
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
123
de una Columna Porapak (3 m de longitud, 80/100 de malla) y Gas carrier de Helio, bajo las
siguientes condiciones:
1. Tcolumna = 80ºC
2. Tinyección = 150ºC
3. Tdetector = 150°C
A estas condiciones analíticas el tiempo de retención del CO2 es de 1,41 min,
correspondiendo al pico que lo separa eficientemente de los gases inertes (1,02 min) y del
agua (5,02 min). También es posible individualizar y cuantificar el H2S (tiempo de retención
de 3,5 min). Sin embargo, este compuesto es preferible analizarlo desde el precipitado de CdS
de la ampolla (explicado más adelante), debido a que el agua de condensación dentro de la
ampolla puede causar una solubilización parcial de este compuesto y haciendo imposible la
determinación exacta del mismo.
El cromatógrafo gaseoso Shimadzu 14a es utilizado para el análisis de los
hidrocarburos y para la determinación del CO mediante metanización. El dispositivo se utiliza
después de dos días de acondicionamiento a 100°C (Tcolumna) para permitir la estabilización de
la señal de fondo para una atenuación mínima. Para cada muestra se realizan tres procesos
analíticos:
a) Análisis de los hidrocarburos C1 (cantidades <1000 ppm vol)-C5, para el cual se
adoptan las siguientes condiciones analíticas mediante el uso de una Columna Cromosorb
80/100 SP 1700 al 23% y Gas carrier de Helio:
1. Tcolumna = 50ºC
2. Tinyección = 80ºC
3. Tdetector = 90°C
b) Análisis de los hidrocarburos C5-C10, mediante el uso de una Columna Cromosorb
100/120 TCEP al 10% y Gas carrier de Helio, en las siguientes cuyas condiciones analíticas:
1. Tcolumna = 30ºC
2. Tinyección = 90ºC
3. Tdetector = 90°C
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
124
c) Análisis del CO (cantidades <350 ppm vol), mediante metanizador (Shimadzu
MTN-1), Columna Cromosorb Molecular Sieve (5 m de longitud, 80/100 de malla) y Gas
carrier de Hidrógeno, en condiciones analíticas de:
1. Tcolumna = 40ºC
2. Tinyección = 80ºC
3. Tdetector = 80°C
La columna del metanizador, mantenida a 400°C, contiene el catalizador que favorece
la metanización del CO (esto es la transformación en CH4) y se encuentra en la parte inferior
de la columna (tipo Molecular Sieve 5°, longitud de 5 m) que se utiliza para la separación del
CO de la muestra del CH4 y CO2. El FID esta capacitado para indicar la presencia del CH4
original (tiempo de retención de 7 min) y del CH4 derivado de la transformación del CO
(tiempo de retención de 15 min).
La tabla 4.1 resume las especies analizadas y los tiempos de retención relativos bajo
estas condiciones analíticas.
El cromatógrafo gaseoso Shimadzu 15a es utilizado para el análisis de los compuestos
inertes. El dispositivo necesita de un día completo de acondicionamiento a 150°C (Tcolumna).
Con este se realizan tres tipos de análisis:
a) Análisis de H2 (cantidades >5000 ppm vol), O2 + Ar, N2, CH4 (cantidades >1000
ppm vol), CO (cantidades >350 ppm vol), para el cual se utiliza una Columna Molecular
Sieve (9 m de longitud, 80/100 de malla) y Gas carrier de Helio (flujo de 20-30 ml/min),
adoptanse las siguientes condiciones analíticas:
1. Tcolumna = 70ºC
2. Tinyección = 100ºC
3. Tdetector = 100°C
Con estas condiciones analíticas el tiempo de retención resultante para las distintas
especies son: H2 (3,24 min); O2 + Ar (5,16 min); N2 (7,24 min); CH4 (11,18 min); CO (15,89
min).
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
125
Minutos 10% TCEP Minutos 23%TCEP
0.4 C1-C4 3.15 Metano CH4
0.57 c-Pentano C5H10 4.14 Etano C2H6
0.705 i-Hexano C6H14 4.5 Eteno C2H4
0.78 n-Pentano/Pentadieno C5H12/C5H8 6.03 Propano C3H8
1.05 i-Heptano C7H16 6.93 Propeno C3H6
1.17 n-Hexano C6H14 8.55 i-Butano C4H10
1.25 i-Octano C8H18 11.03 n-Butano C4H10
1.64 Metilciclopenteno C6H10 13 1-Buteno C4H8
1.87 n-heptano C7H16 13.19 i-Buteno C4H8
2.29 Dimetilsulfuro C2H6S 15.14 t-2-Buteno C4H8
2.87 i-nonato C9H20 17.08 c-2-Buteno C4H8
3.14 n-Octano C8H18 18.6 i-Pentano C5H12
4.89 n-nonano C9H20 22.7 n-Pentano C5H12
6.1 Furano C4H4O 26.4 Penteno C5H10
8.69 Benceno C6H6 29.8 2.3 dimetilButano C6H14
14.22 Tiofeno C4H4S 38.63 i-hexano C6H14
17.67 Tolueno C7H8 46.15 c-Pentano C5H10
24.77 Metilfurano C5H7O 49.8 n-hexano C6H14
30.61 Metiltiofeno C5H7S 71 i-heptano C7H16
32.41 Etilbenceno C8H10 95 c-hexano C6H12
36.83 Mp-Xileno C8H10
Tabla 4.1- Especies orgánicas analizables y tiempos de retención relativa.
b) Análisis de Ar y O2, utilizando una Columna Molecular Sieve (9 m de longitud,
80/100 de malla) y Gas carrier de Helio (flujo de 20-30 ml/min), adoptanse las siguientes
condiciones analíticas:
1. Tcolumna = 0ºC
2. Tinyección = 40ºC
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
126
3. Tdetector = 50°C
Con estas condiciones analíticas el tiempo de retención resultante para las distintas
especies es: Ar (8,52 min); O2 (9,41 min).
c) Análisis de H2 (cantidades <5000 ppm vol), He y Ne, mediante el uso de una
Columna Molecular Sieve (9 m de longitud, 80/100 de malla) y Gas carrier de Argón (flujo de
20-30 ml/min), según el cual se adoptan las siguientes condiciones analíticas:
1. Tcolumna = 30ºC
2. Tinyección = 80ºC
3. Tdetector = 50°C
Con estas condiciones analíticas el tiempo de retención resultante para las distintas
especies son: He (2,74 min); Ne (3,11 min); H2 (3,63 min).
4.3.1.2.- Análisis de los compuestos gaseosos en la Fase Líquida de la Ampolla
Una vez terminados los análisis de los compuestos inertes contenidos en el espacio
superior de la ampolla, las fases líquida y sólida que se encuentran en la ampolla son
extraídas, mediante una bomba de agua, y transferidas mediante un sifón a una cápsula de
teflón (tubo PTFE). La solución extraída es centrifugada a 4000 revoluciones por minuto
durante 30 min, para así obtener una separación completa entre el líquido y el sólido. El
líquido es llevado a 100 mi de volumen con la adición de agua Milli-Q, y es nuevamente
centrifugado. La solución final es subdividida en tres partes: a) 25 ml para el análisis de las
especies carbonatadas, haciendo de este modo referencia para la determinación del CO2
presente en el gas; b) 25 ml para el análisis del Cl- para la determinación del HC1 presente en
el gas; c) 50 ml para el análisis del SO4-2, para la determinación del SO2 presente en el gas.
Los procedimientos a realizar en cada uno de estos son:
a) El análisis de las especies carbonáticas se realiza mediante titulación acidimétrica
(HC1 0,5 M) utilizando un titulador automático Methrom 536. Las especies carbonáticas,
presentes esencialmente como CO3-2, entregan el pH impuesto por la presencia de la soda
(cuya cantidad, sin embargo, no será excesiva, ya que parte habrá reaccionado con los gases
ácidos durante la recolección de la muestra), que están en función de la pCO2 en la fase
gaseosa, por lo tanto de su medición es determinada la concentración de CO2 del gas.
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
127
b) El análisis del Cl- en la solución es realizada mediante cromatografía iónica, con la
utilización de un dispositivo Dionex DX100. A la solución se le debe agregar H3BO3, con el
objetivo de crear un efecto tampón que estabilice la solución a un pH cercano a 9,2 debido a
que un pH excesivamente básico de la solución podría dañar la columna de separación del
dispositivo. El Cl- presente se produce por la disolución en la solución de la muestra del HC1
y por lo tanto a través de su determinación se encuentra la concentración del HC1 en el gas.
c) El análisis de los iones de SO4-2 en la solución se efectúa mediante cromatografía
iónica, con la utilización de un dispositivo Dionex DX100. A la solución se le debe agregar
0,05 g de H3BO3, como procedimiento para bajar el pH a 9,2 (es importante que el H3BO3
asegure la completa neutralización del NaOH debido a la alta sensibilidad al pH de las
columnas del cromatógrafo iónico), y 5 ml de H2O2 (30% P/P) en 50 ml de solución,
provocando de esta manera la oxidación de las especies reducidas de azufre presentes en la
solución (esencialmente SO2), las cuales gradualmente pasan a SO3-2 y por lo tanto a SO4
-2,
siendo esta última la especie termodinámicamente más estable. De esta forma, todas las
especies SOx pueden ser determinadas como SO4-2 y analíticamente referidas a SO2. Mediante
esta vía se determina la cantidad de SO2 presente en el gas.
4.3.1.3.- Análisis de los compuestos gaseosos en la Fase Sólida de la Ampolla
La fase restante de la ampolla que contiene compuestos gaseosos retenidos es la fase
sólida, que contiene el H2S precipitado como CdS, y que ha sido separada de la fase líquida de
la ampolla por centrifugación. A esta fase sólida se le agregan 10 ml de H2O2 y 0,25 g de
KOH (unas dos "gotas"), de esta forma el agua oxigenada provoca la disolución del CdS,
convirtiendo el sulfuro a sulfato, el cual es posteriormente soluble en este medio. Este proceso
es favorecido por el ambiente básico generado con la ayuda del potasio. Batir la solución
periódicamente asegura la disolución total del CdS. Esta solución se lleva a un volumen de
unos 10 ml con la adición de agua Milli-Q. El H2O2 es repartido en al menos dos agregados
sucesivos evitando de esta forma la excesiva efervescencia del O2, y por ende, con la posible
pérdida de la eficiencia de oxidación. El reposo durante la noche de la solución, permite la
completa liberación del O2. Nuevamente se efectúan dos pasadas por la centrífuga para
separar la fase sólida residual de la fase líquida. La solución es llevada a 100 ml y es
analizada, después del agregado de H3BO3 para llevar el pH a 9,2. De esta forma, serán
determinados mediante cromatografía iónica los contenidos de SO4-2 y referidos como los
contenidos de H2S en el gas.
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
128
El residuo sólido final consiste de Cd(OH)2, So y, eventualmente, pequeñas impurezas
recolectadas durante el muestreo. Para solubilizar el So, un medio apolar debe ser usado. Se
agregan 5 ml de CCl4 y algunas gotas de HC1 (37%), para disolver el exceso de Cd(HO)2. La
disolución es favorecida por la agitación de la solución por algunos minutos. Después de
aproximadamente una hora son separadas gravimétricamente dos fases inmiscibles: 1. H2O
con CdCl2, HC1 y las eventuales impurezas; 2. CCl4 con So. La segunda fase se separa de la
primera mediante la utilización de un embudo separador. La solución de CCl4 es transferida a
un frasco de 50 ml a la cual se le agregan 20 ml de Milli-Q. Posteriormente se les agrega 0,5 g
de KBrO3, 0,5 g de KOH y 0,02 g de KI. El I- se oxida a I2, que se disuelve en CCl4. Por lo
tanto, el So se oxida y se combina con el I2 para dar el compuesto polar S2I2. Este último es
removido desde el CCl4 y pasa a la primera fase inmiscible. Aquí el S2I2 se oxida a SO4-2 y I2.
Este último también se disuelve en CCl4 y se recombina con el So hasta el consumo total de
este último. El exceso de I2 otorga al CCl4 una coloración violácea e indica el fin del proceso
oxidativo. El So, como SO4-2, es analizado mediante cromatografía iónica como se describió
para la fase líquida de las ampollas.
4.3.1.4.- Análisis de los compuestos gaseosos Condensados en Fase Líquida
Los análisis de los constituyentes de las emisiones gaseosas condensados en fase
líquida, son efectuados mediante las metodologías analíticas presentadas en la tabla 4.2,
siendo especificadas la instrumentación en la tabla 4.3.
Compuesto
Método Analítico F, Cl, Br, NO3, SO4 Cromatografía Iónica
Ca, Mg, Na, K, Li, Fe. Al, Mn Espectrofotometría de Absorción Atómica B
Colorimetría-Método Azometina-H NH4
Potenciometría con electrodo específico
Tabla 4.2: Compuestos y métodos analíticos para la determinación de la composición de gases condensados.
Método Analítico
Instrumentación Cromatografía Iónica
Dionex DX100, columna AS9-HC, detector a conductibilidad Absorción Atómica Perkin Elmer Aanalist 100 (Fig. 3.13)
Azometina-H
Bencini (1985) Potenciometría
Orion 701a
Tabla 4.3: Metodologías e instrumentación utilizadas en la determinación de fases líquidas.
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
129
4.3.2.- Reconstrucción de la Composición Original del Gas
El conjunto de compuestos que constituyen la composición de las emisiones gaseosas
muestreadas, se encuentran repartidos entre las tres fases de la ampolla y el condensado de la
siguiente forma:
1. Gases incondensables o residuales (fase gaseosa, espacio superior de la ampolla),
analizados por cromatografía gaseosa.
2. Los gases reactivos y condensables H2O, CO2, HC1, SO2, H2S, So (fases líquidas y
sólidas de la ampolla) interpolados desde la solución básica y analizada por titulación
acidimétrica (CO2) y cromatografía iónica (HC1, SO2, H2S, So).
3. Los gases condensables (en la fase líquida condensada), que contienen la totalidad
del B, NH4, HF y HC1 del gas original (debido a sus altas solubilidades a la temperatura de
muestreo) y SO4-2 (en parte también SO3) derivado de la disolución parcial y oxidación de
H2S y SO2.
Los datos analíticos relativos de los tres puntos anteriores son utilizados para
determinar la composición original del gas, la cual puede ser expresada en % peso o, mas
apropiadamente, en mol/mol.
Para obtener los valores analíticos de cada compuesto gaseoso expresado en
mol/mol, es necesario conocer el número de moles totales de gas muestreado, el cual es
entregado por la suma de las contribuciones molares de cada compuesto gaseoso individual.
Para obtener los moles de los compuestos analizados en la solución (H2O, CO2, HC1, H2S,
SO2 y So) será suficiente dividir la cantidad en peso de cada componente (que se obtiene de la
concentración medida con los métodos ya descritos) por sus respectivos pesos moleculares.
En el caso del HC1, H2S, SO2 y So, que son determinados como iones Cl- (HC1) y SO4-2 (H2S,
SO2 y So), es necesario tener en cuenta la relación de los pesos moleculares entra la especie
determinada y la especie correspondiente mediante la cual se ha determinado la concentración
(por ej.; HC1/C1-: 36,45/35,45). Los moles de gas correspondientes a la suma de los
compuestos inertes serán calculados mediante la formula de los gases ideales (n = PV/RT),
utilizando por lo tanto los valores de presión (P) del gas en el espacio superior de la ampolla,
medida al momento del primer análisis del gas cromatógrafo mediante un lector Edwards
EMCV 251 provisto de un sensor Edwards ESP10, volumen (V) del espacio superior de la
ampolla (obtenido de la sustracción del volumen de la ampolla al volumen ocupado por la
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
130
solución, constituida de 20 ml al inicio más la suma en ml de gas muestreado) y temperatura
(T) del laboratorio. Obtenida la cantidad total de moles de gas muestreado, se puede también
calcular la cantidad de moles de cada compuesto inerte en base a sus concentraciones relativas
(expresadas en volumen, pero, para los gases ideales, transferibles como concentraciones
molares) medidas en la fase gaseosa del espacio superior de la ampolla.
Las concentraciones en mol/mol de cada compuesto gaseoso individual se obtienen,
por lo tanto, de la relación, entregados en 1000000, entre los moles de cada compuesto
gaseoso y el valor de los moles totales muestreados.
4.3.3.- Análisis de Isótopos de las Emisiones Gaseosas
4.3.3.1.- Determinación de isótopos de He y Ar en las Emisiones Gaseosas
Las relaciones de 3He/4He y 40Ar/36Ar fueron determinadas utilizando un
espectrómetro de masa de gases nobles (VG-5400), equipado con un multiplicador de
electrones Johnston y un contador de pulsos electrónicos en el colector axial. Las muestras de
gas fueron procesadas en líneas de alto vacío de acero inoxidable y vidrio Coming-1724. Un
paso muy importante es la purificación de los gases, lo cual se realiza removiendo el vapor de
agua y CO2 a -90°C y -195°C, respectivamente, y el N2 y O2 haciéndolos reaccionar con una
aleación de Zr - Al (SAES-ST-707). El Ar y Ne son absorbidos en carbón activado a -195°K y
-230°K, respectivamente. SAES-ST-101 permite (1 en la línea de entrada y 2 en el
espectrómetro de masa) reducir el HD de fondo a aproximadamente 1000 ion/seg.
Las relaciones de 3He/4He fueron analizadas mediante una Copa Faraday (resolución
de 200 a 5%) y un. multiplicador de electrones Johnston (resolución de 600) para el análisis
secuencial de los picos de 4He (Copa) y 3He (multiplicador). El espectrómetro de masa mide
adecuadamente el 3He sin la interferencia del HD y H3. En el colector axial (resolución de
600) el 3He es completamente separado desde el HD+ con una línea de base de separación de
<2% del pico de HD+. La contribución del HD+ al pico de 3He es de <0,1 ion/seg a 1000
ion/seg de HD+. El error analítico estimado para la razón 3He/4He es de aproximadamente
0,3%.
Una vez completado el análisis del He, son medidas las relaciones de 40Ar/36Ar en un
separador de Ar purificado. La sensibilidad del Ar es de aproximadamente 4 x 10-4 Amp/torr,
mientras que la precisión es de aproximadamente 0,2%.
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
131
4.3.3.2.- Determinación de isótopos de C en CO2 en las Emisiones Gaseosas
El análisis del 13C/12C en el CO2 es realizado mediante un espectrómetro de masa
Finningan mod. 250 delta S de doble inyección. Este instrumento permite el análisis isotópico
de carbono en el gas tanto de baja como alta temperatura. Previo a la realización del análisis,
la muestra debe ser eliminada de la fase vapor y liberada del H2S. Los procedimiento de
extracción estándar y purificación de la mezcla de gas (separación del CO2 en el gas natural)
esta basada en los procedimientos de Evans et al. (1998). Las relaciones isotópicas de 13C/12C
en el CO2 son finalmente expresadas como δl3C ‰ (V-PDB). Los estándares internos
(mármoles de Carrara y San Vincenzo) e internacionales (NBS18 y NBS19) son usados para
la estimación de la precisión externa. Los errores analíticos son de ±0,05 ‰ y la
reproducibilidad de los valores de δ para el C es de ±0,1 ‰.
4.3.4.- Análisis de las Aguas
Los análisis para la determinación de la composición química de las aguas
muestreadas de la región, son efectuados mediante las mismas metodologías analíticas
empleadas para el análisis de los condensados de las emisiones gaseosas, para el caso de las
que fueron analizadas en los laboratorios de la Universidad de Florencia, y que son
presentadas en la tabla 4.2, con la instrumentación especificada en la tabla 4.3. Mientras que
las muestras que fueron analizadas en laboratorios de la Universidad de Buenos Aires y
CNEA, se efectuaron en forma similar mediante técnicas convencionales: Cromatografía
Iónica (CI) para determinar SO42-, Cl-, F-, y NO3
- con un equipo Dionex DX-100 con un
detector de conductividad y una columna cromatográfica para aniones AG4-AS4;
Espectrometría de Absorción Atómica (AA) para la determinación de Na+, K+, Ca2+ y Mg2+ ; y
Espectroscopia de Emisión por Plasma Inductivo de Argón (ICP) para el análisis de Fe, Si y
Al. Los métodos analíticos utilizados fueron desarrollados en laboratorios de la Universidad
de Buenos Aires y la CNEA.
4.3.5.- Análisis de Isótopos en Aguas
4.3.5.1.- Determinación de isótopos de 18O/l6O y 2H/1H en Aguas y Condensados
Los análisis para la determinación de los isótopos estables de O e H en las aguas y
condensados gaseosos muestreados, fueron realizados mediante técnicas convencionales en
CAPÍTULO 4. METODOLOGÍA DE MUESTREO Y ANÁLISIS MARIANO R. AGUSTO
132
laboratorios del INGEIS y CSIC en Argentina y España, respectivamente (INGEIS, 2005;
CSIC, 2005).
Las relaciones isotópicas de 18O/l6O y 2H/1H, expresados como δl8O y δD ‰ V-
SMOW, respectivamente, se obtienen mediante el uso de un espectrómetro de masa
Finningan Delta Plus XL. Los isótopos de oxígeno fueron analizados mediante el uso del
método de equilibración de CO2-H2O (Epstein y Mayeda, 1953). Las mediciones isotópicas
de hidrógeno son realizadas mediante la obtención de H2 después de la reacción de 10 l de
agua con zinc metálico a 500°C de acuerdo a la siguiente reacción (procedimiento analítico de
Coleman et al., 1982):
Zn° + H2O ZnO + H2 [4.7]
El error experimental es de ± 0,1 ‰ y ± l ‰ para los valores de δ18O y δD,
respectivamente, usando los estándares internos EEZ-3 y EEZ-4, los cuales fueron
previamente calibrados como estándares de referencia vs. V-SMOW (Vienna Standard Mean
Ocean Water) y SLAP (Standard Light Antartic Precipitatíon).
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
133
ツAパÍフブネバ ザ.
AハÁネナピナピ ヅテ ネA
FASE GASEOSA
テワ ユヴヵユ ヤモヱíヵヶロヰ ヴユ ュユヴヤンリャユワ ロヰヴ ヱンヰヤユヴヰヴ ヲヶユ ロロユカ゚モンヰワ モロ
ュユヴモンンヰロロヰ ュユロ ヴリヴヵユヮモ カ゚ヰロヤáワリヤヰ ャモルヰ モワáロリヴリヴ, ユロ モヮャリユワヵユ ヵユヤヵóワリヤヰ
ケ゚ ロモ ユカ゚ヰロヶヤリóワ ュユロ ヮリヴヮヰ. テロ ヱンリワヤリヱモロ ヰャルユヵヰ ユヴ ヴリヵヶモンワヰヴ ユワ ユロ
conteク゚ヵヰ ュユ ョヰンヮモヤリóワ ヲヶユ ヤヰワュリヤリヰワó ロモヴ ヤモンモヤヵユンíヴヵリヤモヴ ュユ ロヰヴ
fluidos, y comprender las particularidades de las distintas unidades
que van a interactuar con estos fluidos en su ascenso a
superficie.
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
134
5.1. - La composición de las emisiones gaseosas
El tratamiento de la composición química de las manifestaciones gaseosas de la región
fue realizado sobre 14 muestras tomadas entre los años 2003 y 2007. Las muestras fueran
extraídas de las manifestaciones gaseosas de las 5 áreas geotermales que se encuentran en la
caldera (Termas de Copahue, Las Máquinas, Las Maquinitas, Anfiteatro y Chancho-Co), tanto
de fumarolas como de acumulaciones de aguas burbujeantes (bubbling, boiling y mud pools),
y del pozo geotérmico exploratorio COP-2.
Cabe destacar que durante las distintas campañas realizadas a la región, se intentó en
varias ocasiones extraer una muestra gaseosa del cráter sin éxito. Esto se debe a que el cráter
no presenta emisiones gaseosas puntuales expuestas, los intentos de extracción se realizaron
en una zona del flanco interno este del cráter, donde se observan vapores emitiéndose en
forma de gases difusos desde una superficie de 3 metros x 3 metros aproximadamente. Sin
embargo, aunque se intentó con distintos métodos (de tubos o embudo, ver capítulo 4) nunca
se logró encauzar la emisión y obtener un flujo que permitiera muestrearse.
5.1.1.- Descripción de la composición química de las emisiones gaseosas
Contrariamente a lo que se observa en el cráter, las distintas áreas geotermales
presentan numerosas emisiones puntuales, de los diferentes tipos mencionados anteriormente,
muestreables mediante las distintas metodologías ya descriptas. En este sentido, cabe indicar
que en el área Las Máquinas se extrajeron dos muestras, una desde fumarola y otra desde una
acumulación de agua burbujeante de tipo boiling pool, con temperaturas en el punto de
emisión al momento de la extracción de 94º y 74,5º C respectivamente. En el área Las
Maquinitas se extrajeron tres muestras, una desde una manifestación tipo boiling pool con
temperatura de 74,4º C al momento del muestreo, y dos desde fumarolas con temperaturas de
92,8º y 135º C al momento de la extracción. En el área Anfiteatro se tomó una muestra desde
una fumarola con temperatura de 92º C; mientras que en el pozo geotérmico COP-2 se obtuvo
una muestra que acusaba 93º en el punto de emisión. En el área geotermal de Chancho-Co,
ubicada sobre el flanco norte del edificio volcánico en territorio chileno, se obtuvieron 2
muestras desde fumarolas con temperaturas de 86º y 93º C al momento del muestreo. La
localidad de Copahue es el área geotermal de mayor extensión, área Termas de Copahue, y
con mayor número de manifestaciones, por este motivo se extrajeron muestras desde tres
sectores diferentes del área; en el sector Piedra Copahue (PC) se tomaron dos muestras, una
de fumarola y la otra desde una manifestación de tipo mud pool, con temperaturas de 93º y
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
135
96ºC respectivamente; en el sector de la laguna Chancho se tomaron 2 muestras, una de
fumarola y otra de bubbling pool, con temperaturas de 93º y 27,1º C respectivamente;
mientras que en el sector Agua del Limón se extrajo una muestra desde una manifestación
tipo boiling pool, con una temperatura de 82,6º C al momento del muestreo.
Se puede observar que el rango de temperaturas de las manifestaciones gaseosas oscila
entre los 27º y 135º C. En esta amplitud de variaciones se destaca un rango mucho más
acotado de temperaturas correspondiente a la gran mayoría de las manifestaciones tipo
fumarolas, para las cuales se registra una oscilación entre 92º y 95º C, en forma habitual y no
solo en el momento del muestreo. En este acotado rango de temperaturas se encuentra el
punto de ebullición, que es el correspondiente a la altura sobre el nivel del mar de estas
localidades, lo que indica el fuerte control por parte de las aguas subterráneas en las emisiones
gaseosas. Fuera de este grupo se encuentra una particular fumarola muestreada del área Las
Maquinitas que registró 135º C en el momento del muestreo, y temperaturas aproximadas
habitualmente, indicando que se trata de una emisión caracterizada por vapor supercalentado.
Altos valores de temperatura (hasta 116º C) fueron identificados en una fumarola del área de
Las Máquinas, aunque esto no se ha observado como algo habitual. Por otro lado, en las
manifestaciones gaseosas relacionadas con acumulaciones de aguas burbujeantes de los tipos
bubbling, boiling y mud pools, se observó un rango mucho más variable (27º a 96º C) y que
está relacionado con la relación flujo gaseoso/aporte de agua en el entorno de la emisión.
De la composición de las manifestaciones gaseosas, expresadas como mol/mol
(Anexos Tablas A1 y A2), se desprende claramente que las dos especies más abundantes son
H2O (con valores que varían entre 88528 y 983805 mol/mol) y CO2 (concentraciones entre
14744 y 873547 mol/mol). El H2O es la especie más abundante en todas las emisiones tipo
fumarola, con concentraciones que van desde 960369 a 983805 mol/mol; mientras que el
CO2 se transforma en la especie más abundante en todas las manifestaciones gaseosas en
aguas burbujeantes, con concentraciones entre 648966 y 873547 mol/mol. Esta inversión en
la especie gaseosa dominante en las aguas burbujeantes se debe a que al llegar a superficie la
emisión gaseosa, que se encuentra normalmente enriquecida en vapor de agua, entra en
contacto con el agua en fase líquida acumulada en el punto de emisión y se favorece la
condensación del vapor, mientras que el CO2 permanece mayoritariamente en la fase gaseosa
enriqueciendo la muestra capturada. Simultáneamente, estos encharcamientos de aguas se ven
enriquecidos en distintos componentes y aumentan su temperatura, por este motivo son
denominadas también como “aguas calentadas por vapor (ACV)”.
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
136
Como consecuencia de esta situación de inversión en la especie dominante por efectos
de condensación, es común que los datos sean presentados también como mol/mol en “gas
seco” (Anexos Tabla A3), donde los compuestos son recalculados a 1000000 en ausencia de
H2O, para una observación comparativa directa y rápida que involucre a todas las
manifestaciones.
Entre los gases ácidos, que involucran a las especies de S (H2S y Sº) y los halogenuros
HCl y HF, la especie más abundante es el H2S. Esta especie de azufre se encuentra presente
en todas las áreas y todas las muestras con concentraciones entre 256 y 9023 mol/mol,
correspondientes a las muestras de fumarolas de Las Maquinitas y aguas burbujeantes de
Agua del Limón respectivamente. La siguiente especie ácida en abundancia es el HCl que
también se encuentra presente en todas las muestras, con valores de concentración que varían
entre 4,42 y 24,57 mol/mol, pertenecientes a las muestras tomadas en las aguas burbujeantes
y fumarolas de Las Maquinitas respectivamente. La otra especie de azufre presente en las
emisiones gaseosas es Sº, que se encuentra presente en todas las muestras fumarólicas con
valores que van desde 0,059 mol/mol (área de Chancho-Co) a 0,179 mol/mol (sector
laguna Chancho, en la localidad de Copahue); sin embargo, esta especie aparece en la
composición de gaseosa de solo una manifestación de agua burbujeante, correspondiente a la
muestra de Piedra Copahue, con el valor más alto observado (0,334 mol/mol); por otro lado,
la muestra tomada en el pozo geotérmico COP-2 presenta el valor más bajo entre los
registrados (0,024mol/mol). La especie HF es la de menor representatividad entre los gases
ácidos reconocidos, se encuentra solo en algunas muestras de fumarolas de las áreas Las
Maquinitas y Termas de Copahue, con concentraciones que van desde 1,35 mol/mol (Piedra
Copahue) a 8,55 mol/mol (Las Maquinitas). La especie SO2 se encuentra por debajo del
límite de detección en todas las áreas.
Las concentraciones de N2 en las muestras de las emisiones gaseosas pueden dividirse
en dos grandes grupos; un grupo con altas concentraciones correspondientes a las
manifestaciones de aguas burbujeantes, con valores que oscilan entre 2239 mol/mol en Las
Máquinas y 13268 mol/mol en el sector Agua del Limón; mientras que el otro grupo
caracterizado por los bajos valores corresponden a las manifestaciones fumarólicas, con
concentraciones que varían entre 11,37 mol/mol en el pozo COP-2 y 941,6 mol/mol en el
sector laguna Chancho. Cabe destacar, que en el grupo de altas concentraciones de N2
correspondientes a las manifestaciones de aguas burbujeantes, el N2 es la tercera especie en
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
137
abundancia después del CO2 y el H2O; en el segundo grupo esto se cumple parcialmente, ya
que en las áreas de Chancho-Co, Anfiteatro y la muestra del pozo COP-2 el N2 se encuentra
en menores concentraciones que el H2S.
Con respecto a las concentraciones de H2, se identificó una asociación que al igual que
en los casos del CO2 y N2 está relacionada con el efecto de condensación en las
manifestaciones de aguas burbujeantes. De esta manera, en este tipo de manifestaciones se
observan también los mayores valores de H2 que van desde 2093 mol/mol (área de Las
Máquinas) a 9493 mol/mol (sector de Agua del Limón); mientras que en las muestras
gaseosas sin encharcamientos de aguas los valores oscilan entre 6,45 y 391 mol/mol, para las
muestras tomadas en el pozo COP-2 y el sector laguna Chancho respectivamente. Las
concentraciones de las muestras de He presentan el mismo patrón de agrupación, con valores
que varían de 12,14 a 58,48 mol/mol para las emisiones gaseosas afectadas por
acumulaciones de aguas de las áreas de Las Máquinas y Agua del Limón respectivamente; en
tanto que las manifestaciones fumarólicas presentan concentraciones de 0,307 mol/mol en el
área de Chancho-Co a 2,417 mol/mol en el sector de Piedra Copahue. Por otro lado, el CO
se encuentra en todas las muestras de las distintas áreas, pero en bajos valores y sin una
asociación significativa, con concentraciones que varían entre 0,00018 mol/mol (pozo COP-
2) y 0,082 mol/mol (laguna Chancho).
Las concentraciones de O2, Ar y Ne, que son las especies gaseosas normalmente
asociadas con aportes de origen atmosférico, presentan el mismo tipo de patrón de
distribución de las composiciones de acuerdo con el tipo de manifestación, como ya se
observó en varias de las especies anteriores. El grupo de muestras correspondientes a las
manifestaciones de aguas burbujeantes presentan en general los mayores valores, con
concentraciones que van desde 21,13 , 8,14 y 0,0051 mol/mol de O2, Ar y Ne
respectivamente (área Las Máquinas) hasta 238,6 mol/mol de O2 (sector Piedra Copahue) y
44,68 y 0,029 mol/mol de Ar y Ne respectivamente (sector Agua del Limón). El grupo de
muestras correspondientes a emisiones fumarólicas presentan en general valores más bajos,
con concentraciones que varían entre 3,137 , 0,289 y 0,0002 mol/mol de O2, Ar y Ne
respectivamente (área Chancho-Co) y 26,35 , 7,60 y 0,0050 mol/mol de O2, Ar y Ne
respectivamente (área Las Maquinitas). Las fumarolas del sector laguna Chancho presentan
valores particularmente altos, del orden del grupo de las aguas burbujeantes, con valores de
126,7 , 18,05 y 0,0110 mol/mol de O2, Ar y Ne respectivamente. Por otro lado, la muestra
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
138
tomada en el pozo geotérmico COP-2 presenta las más bajas concentraciones de estas
especies, con valores de 0,367 , 0,124 y 0,0001 mol/mol de O2, Ar y Ne respectivamente.
Con respecto a los gases orgánicos, se identificaron en las distintas áreas y
manifestaciones junto con CH4 (metano) otras 12 especies distintas de hidrocarburos livianos.
Estos HC livianos detectados se dividen en los siguientes grupos: 5 especies del grupo de los
alcanos (etano, propano, n-butano, n-pentano y n-hexano), 1 especie de alqueno (iso-buteno),
3 especies del grupo de los aromáticos (benceno, tolueno y meta-para-xileno), 2 heterocíclicos
(tiofeno y metil-tiofeno) y 1 especie del grupo de los tioeter (dimetil-sulfuro). Tanto las
concentraciones de metano como la mayoría las de los restantes HC, responden al mismo
patrón de distribución que la mayoría de las especies antes descriptas, con mayores
concentraciones en las manifestaciones gaseosas de las aguas burbujeantes y menores valores
en las muestras tomadas desde emisiones fumarólicas.
El CH4 es la especie más abundante de los gases orgánicos, se encuentra presente en
todas las áreas con valores que van desde 7,12 mol/mol en la muestra correspondiente al
pozo COP-2 hasta 5909 mol/mol en las aguas burbujeantes del sector Agua del Limón. Las
restantes especies HC presentan valores significativamente menores, con concentraciones que
oscilan entre 0,000012 mol/mol, correspondiente al metil-tiofeno (C5H6S) en la muestra
tomada en el pozo COP-2, y 2,393 mol/mol de etano (C2H6) en las emisiones gaseosas de las
aguas burbujeantes del área Las Máquinas.
Como se dijo anteriormente, la mayoría de estas especies HC responden al patrón
común de distribución de las composiciones, sin embargo se pueden reconocer algunas
particularidades para algunos compuestos en distintas áreas. En las emisiones fumarólicas del
sector Piedra Copahue, las concentraciones están particularmente enriquecidas en las especies
del grupo de los alcanos con respecto a otras emisiones fumarólicas, con valores de 0,35758 ,
0,03509 , 0,01756 , 0,00208 y 0,0010 mol/mol de etano (C2H6), n-butano (C4H10), n-pentano
(C5H12) y n-hexano (C6H14), respectivamente. Por otro lado, las emisiones fumarólicas del
área Anfiteatro presentan los mayores valores en las especies aromáticas (benceno, tolueno y
meta-para-xileno), con concentraciones de 1,87606 , 0,08922 y 0,02875 mol/mol de C6H6,
C7H8 y m-p-C8H10 respectivamente.
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
139
5.1.2.- Descripción de la composición isotópica de las emisiones gaseosas
La información isotópica obtenida de los gases involucra las relaciones isotópicas 3He/4He (R/Ra), 40Ar/36Ar, 84Kr/36Ar, 20Ne/36Ar de todas las manifestaciones fumarólicas
muestreadas, y los valores isotópicos de δ13C en CO2 de las mismas muestras más 3
manifestaciones gaseosas de tipo aguas burbujeantes del área Las Máquinas y el sector laguna
Chancho en la localidad de Copahue.
La relación isotópica 3He/4He (R/Ra) presenta dos grupos de valores bien definidos;
un grupo con menores valores de 5,01 y 5,02 R/Ra correspondientes a las áreas de Anfiteatro
y Chancho-Co respectivamente, mientras que en el otro se encuentran el resto de las áreas con
valores llamativamente altos de entre 7,36 y 7,94 pertenecientes a las emisiones fumarólicas
de Piedra Copahue y Las Maquinitas.
Los valores de la relación isotópica 40Ar/36Ar en la mayoría de las áreas se presentan
en un rango relativamente acotado, con valores que se encuentran entre 291 y 306
correspondientes a Chancho-Co y Las Máquinas respectivamente. Sin embargo, se destaca un
valor ligeramente superior en la relación 40Ar/36Ar de 332 en el sector de Piedra Copahue.
Los valores en las relaciones isotópicas de 84Kr/36Ar y 20Ne/36Ar presentan un acotado
rango sin ningún arreglo particular. Los valores en la relación 84Kr/36Ar varían desde 0,011 en
emisiones del área Las Maquinitas, hasta 0,092 en el área de Anfiteatro. Mientras que la
variación en la relación isotópica 20Ne/36Ar oscila entre valores que van desde 0,13 en el área
de Chancho-Co, a 1,01 en el área de Las Maquinitas.
Por otro lado, la composición isotópica de δ 13C en CO2 se encuentra en un rango
acotado para la mayoría de las áreas, incluso entre distintos tipos de manifestaciones, con
valores que oscilan entre -8,78 ‰ (V-PDB) en manifestaciones de aguas burbujeantes en el
área de Las Máquinas, a -6,78 ‰ en emisiones fumarólicas del área Anfiteatro. Sin embargo,
cabe destacar que los valores del área Chancho-Co no se ajustan a este rango, presentando un
valor δ 13C-CO2 notablemente menor de -16,33 ‰.
5.2.- Análisis y caracterización de las emisiones gaseosas
A continuación se presenta el análisis y caracterización de la composición de las
emisiones gaseosas de la región en estudio, en tal sentido, se considera oportuno indicar
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
140
previamente la simbología utilizada en los diagramas para facilitar la visualización e
identificación de las distintas áreas (fig. 5.01).
Figura 5.01 – Ubicación de las áreas geotermales y referencias utilizadas en los diagramas del presente capítulo, correspondientes a las áreas y manifestaciones muestreadas.
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
141
5.2.1.- Análisis de la composición química de las emisiones gaseosas
La dispersión de las muestras en el diagrama ternario H2S-CO2/10-10HCl de la fig.
5.02, nos permite destacar dos observaciones; la primera es que existe un dominio
marcadamente hidrotermal sobre la composición de las emisiones gaseosas, y la segunda es
que dentro del dominio hidrotermal se pueden identificar dos grupos claramente
diferenciables en función de la relación C/S.
Figura 5.02 - Diagrama ternario H2S -CO2- HCl para las manifestaciones gaseosas. Se indican los dominios “hidrotermal” y “volcánico-magmáticos”, y línea de tendencia de aumento C/S. (Referencias fig. 5.01.)
En cuanto a la primera observación, el control hidrotermal sobre la composición
gaseosa es coherente con el potente acuífero hidrotermal que conforma el reservorio
geotérmico definido debajo de la mayor parte de las áreas de muestreo (JICA, 1992; Martini
et al, 1997; Panarello, 2002; Mas, 2005). El enriquecimiento relativo en CO2 con respecto a
los contenidos relativos de H2S y HCl que marcan el dominio hidrotermal, se debe a que estas
aguas subsuperficiales estarían en condiciones de absorber casi completamente la mayor parte
de los gases magmáticos ácidos altamente solubles. De esta manera, gases magmáticos
diagnóstico como el HCl y el HF se encuentran fuertemente empobrecidos en la composición
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
142
gaseosa de las áreas de estudio, incluso en algunos casos por debajo de los límites de
detección de la metodología de análisis. En el caso particular del H2S, los menores valores
respecto al CO2 que sitúan a las muestra en el campo hidrotermal están relacionados con la
ausencia total de SO2, que es la especie de azufre oxidada característica de ambientes
volcano-magmáticos. En este caso, más que por simple solubilidad, la ausencia de SO2
magmático original se debe a la intervención en numerosas reacciones redox ([3.7] ,[3.24] ,
[3.25] , [3.27], capítulo 3) en las que participa durante la interacción gas-agua-roca en el
ambiente reductor hidrotermal.
De esta forma, parte del SO2 magmático original se reduce a H2S típico de gases
hidrotermales, pero otra gran parte queda retenida como S° sólido y principalmente H2SO4 en
la fase líquida. Esta situación resulta en la característica acidificación de las aguas
involucradas, a expensas del empobrecimiento relativo en la fase gaseosa de la especie de
azufre (H2S), como así también de las especies ácidas solubles en general.
Contrariamente, el CO2 es normalmente menos soluble y más abundante que las
especies antes mencionadas, pero además la acidificación de las aguas en los ambientes
hidrotermales favorece el enriquecimiento relativo respecto a los otros gases ácidos, ya que la
solubilización del CO2 se produce principalmente como bicarbonatos (HCO3-) o carbonatos
(CO32-) a pH neutro o alcalino, y las aguas ácidas se encuentran a pH por debajo de 4.
En cuanto a la segunda observación en la fig. 5.02, el diagrama ternario nos permite
discriminar entre dos grupos claramente diferenciados con respecto a la relación C/S. Un
grupo que involucra a la mayoría de las muestras (Las Máquinas, Las Maquinitas, COP-2 y
las pertenecientes a las Termas de Copahue) con altas relaciones C/S de hasta 398 (Las
Máquinas) ubicadas en el extremo correspondiente al CO2; y un segundo grupo minoritario
con menores valores relativos C/S integrado solamente por las muestras de Chancho-Co y
Anfiteatro (8-13 y 9 respectivamente).
Dentro del grupo con altas relaciones C/S es posible identificar incluso las muestras
correspondientes a las “pools” separadas contra el extremo del CO2, señalando que las
acumulaciones líquidas superficiales a partir de las cuales se extrajeron estas muestras, logran
retener una proporción aún mayor de los muy pocos gases ácidos solubles que alcanzan la
superficie y favorecen el aumento elativo de CO2.
Por otro lado, las muestras con menores valores relativos C/S correspondientes a las
áreas de Chancho-Co y Anfiteatro, presentan un marcado desplazamiento hacia el campo de
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
143
dominio de los gases volcano-magmáticos como consecuencia de un enriquecimiento en H2S.
Esta situación indica que aunque el ambiente reductor hidrotermal es suficientemente
importante como para retener parte del HCl y reducir el SO2, existe una contribución de
especies de azufre relativamente mayor desde el ambiente profundo involucrada en las
descargas gaseosas de estas áreas.
Figura 5.03 - Diagrama ternario 10He-N2/100-Ar para las manifestaciones gaseosas. Se indican los dominios “Andesítico”, “Atmosférico”, “Manto” y “Corteza” y las relaciones N2/Ar del “Aire” y las aguas saturadas en aire “ASW” (Air Saturated Water) según Giggenbach (1991 y 1996). Se señalan líneas de “adición He” y “aporte aguas meteóricas”. (Referencias fig. 5.01 y texto).
En el diagrama 10He-N2/100-Ar la figura 5.03 podemos observar, a partir de la
combinación de gases no reactivos, la participación de los distintos tipos de ambientes
involucrados en la composición gaseosa. De esta manera, se asocia al Ar con la componente
meteórica o atmosférica, ya que el aporte desde cualquier otra fuente se puede considerar
despreciable. El N2 es asociado a un origen magmático de tipo andesítico característico de
zonas de subducción, mientras que el He indica contribuciones que pueden asignarse a un
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
144
origen mantélico o cortical (Giggenbach, 1991). En el diagrama se señala también un campo
comprendido entre valores atmosféricos extremos, correspondientes a los valores aceptados
para el Aire (N2/Ar=84) y las aguas saturadas en aire ASW (N2/Ar=34).
Las muestras del área de estudio tomadas en décadas pasadas se ubican en el campo
relacionado a ambientes de arco (Andesitas), consistente con el marco tectónico definido para
la región, y de manera muy similar se puede observar para las correspondientes a las SVZ y
CVZ pero con mayor participación de la componente atmosférica. Sin embargo, las actuales
muestras del área de estudio presentan en general un marcado enriquecimiento en He,
fundamentalmente con respecto a las del área en décadas anteriores, aunque manteniendo en
general los altos valores de la relación N2/Ar característicos de los ambientes de arco.
Para estas muestras actuales, enriquecidas en He, pueden identificarse dos diferentes
tendencias en función de la relación N2/Ar: un grupo mayoritario con altos valores relativos
asociados al campo magmático andesítico, y un grupo minoritario con menores valores
indicando una mayor participación del ambiente atmosférico. Panarello (2002) presenta para
las aguas meteóricas que recargan el sistema un valor de 40 en la relación N2/Ar, sin embargo
la mayoría de las muestras actuales presentan valores superiores que oscilan entre 169 y 333
(Chancho-Co y Las Máquinas, respectivamente), indicando un exceso de N2 respecto al que
habría ingresado desde las aguas meteóricas. Este exceso de N2 en las muestras actuales, si
bien no es tan alto como suele ser en ambientes andesíticos, es consistente con el marco
tectónico de un ambiente de arco magmático al igual que las muestras antiguas, asociado a un
límite de placas convergente de un margen continental activo, donde el exceso de N2 es
atribuido al aporte dado por la descomposición termogénica de los sedimentos subductados
junto con la losa oceánica. Esto es consistente con los planteado por Varekamp et al. (2006),
que en función de los valores isotópicos de Sr, Nd y Pb de las rocas pertenecientes al volcán
Copahue, indica una significativa influencia del material sedimentario arrastrado por la Placa
de Nazca, hacia la zona de subducción y por lo tanto a la zona de fusión, en los fundidos
magmático asociados a la construcción del actual edificio volcánico. Sin embargo, aunque las
muestras actuales presentan excesos de N2 asociados a ambientes de arco andesíticos, estas se
encuentran llamativamente desplazadas señalando un pronunciado enriquecimiento en He.
Este grado de enriquecimiento en He se halla habitualmente asociado a ambientes divergentes
y/o extensionales o a gases corticales de ambientes continentales no activos, la discriminación
entre uno u otro origen se realiza en función de la composición isotópica del He como se verá
más adelante.
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
145
Por otro lado, solo tres muestras parecen tener aportes considerables desde el ambiente
atmosférico, con valores en la relación N2/Ar de 48, 52 y 92, correspondientes a las muestras
de Las Maquinitas (2003), laguna Chancho (2003) y el pozo geotérmico COP-2,
respectivamente, aunque este último en menor medida. Este grupo minoritario de muestras se
ubican trazando una línea de mezcla, que se desplaza desde los valores relativamente altos de
He hacia el campo de participación atmosférica (ASW), indicando un importante aporte desde
las aguas de recarga meteórica.
Figura 5.04 - Diagrama ternario 1000Ne-O2/10-Ar para las manifestaciones gaseosas. Se indican los dominios de exceso de las respectivas especies. Se indican los dominios de “Aire” y las aguas saturadas en aire “ASW” entre 20º-80º C según Tassi et al. (2005). (Referencias ver en fig. 5.01).
En relación a la participación de la componente atmosférica en la composición de las
manifestaciones, la figura 5.04 1000Ne-O2/10-Ar permite una revisión más detallada para la
determinación de la fuente de aporte. En el diagrama son presentados los campos
correspondientes al Aire, con un valor aceptado para la relación Ar/Ne de 518, y las aguas
saturadas en aire (ASW) cuyos valores en la relación Ar/Ne se encuentran entre 1700 y 940
para el agua pura entre 20° y 80°C (Tassi et al., 2005). Asumiendo que el O2 presente es de
origen atmosférico, como suele ser en estos ambientes (Giggenbach y Corrales Soto, 1992),
su comportamiento resulta un indicador del grado de interacción de la componente meteórica
con la roca y fluidos ascendentes.
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
146
A partir del diagrama (fig. 5.04) se reconoce claramente que la fuente que aporta los
componentes de origen atmosférico son las aguas de recarga meteóricas, ya que todas las
muestras se alinean en una relación prácticamente constante Ar/Ne en el orden de las ASW, e
indicando una disminución relativa de O2 para la mayoría de las muestras. No se reconoce una
participación directa de aire en la composición de las emisiones o contaminación durante el
muestreo. La disminución en O2 para las muestras que se encuentran empobrecidas en este
componente, indica que este estaría siendo consumido debajo de la superficie debido a las
reacciones redox entre las especies gaseosas y durante las interacciones fluido-roca.
Las muestras que presentan los mayores valores de O2, y más cercanos a la
composición de las ASW, corresponden a áreas que se localizan sobre la pendiente en relieves
positivos (Chancho-Co y Piedra Copahue). Esto indica que la zona de recarga se encuentra
relativamente cerca y se desplaza en un ambiente saturado en aire, con muy poco tiempo de
residencia en el subsuelo hasta encontrarse con el flujo de calor magmático-hidrotermal
ascendente que genera la emisión, y que rápidamente lo lleva hacia superficie. De esta
manera, no alcanza a producirse un mayor consumo de O2 en el agua de recarga.
Contrariamente, el resto de las muestras corresponden a áreas deprimidas, donde desde que se
produce la recarga hasta que los componentes atmosféricos son emitidos, se desarrolla un
mayor tiempo de residencia que permite un consumo de O2 más efectivo mediante los
procesos antes mencionados en el ambiente hidrotermal. Esto se hace evidente en la muestra
correspondiente al pozo geotérmico COP-2, donde sus bajos valores relativos de O2 indican
que las aguas de recarga de la capa productora tienen un tiempo de residencia lo
suficientemente prolongado, como para que se produzca un importante consumo del O2
ingresado al sistema. Esto es coherente con lo planteado por Panarello (2002), quien señala
que los datos de producción del pozo indican que el sistema se deprime rápidamente,
atribuyéndolo a una baja permeabilidad lateral de la capa productora.
Se puede corroborar que el comportamiento del O2 se debe a una situación localizada,
y que está estrictamente controlado por el comportamiento particular de las aguas meteóricas
subsuperficiales de cada área, analizando las mismas relaciones Ar/Ne en conjunto con el N2.
En el diagrama ternario 1000Ne-N2/100-Ar de la fig. 5.05, se puede observar nuevamente que
las muestras se alinean de acuerdo a una relación Ar/Ne correspondientes a ASW hacia el
campo que denota exceso de N2. Como el excedente de este último componente se debe a un
aporte de origen magmático, el arreglo grupal de las muestras se encuentra mucho más
relacionado con el de la fig. 5.03.
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
147
Figura 5.05 - Diagrama ternario 1000Ne-N2/100-Ar para las manifestaciones gaseosas. Se indican los dominios de exceso de las respectivas especies. Se indican los dominios de “Aire” y las aguas saturadas en aire “ASW” entre 20º-80º C según Tassi et al. (2005). (Referencias fig. 5.01).
El diagrama (fig. 5.05) señala el enriquecimiento en N2 característico de ambientes de
arco anteriormente mencionado, para el mismo grupo de muestras enriquecidas en gases de
origen profundo en la figura 5.04. Incluso, se puede reconocer a las muestras de la zona de
Chancho-Co que poseían las menores relaciones N2/He con los menores valores relativos de
N2 dentro del grupo enriquecido, mientras que en el otro grupo de muestras (Las Maquinitas
(2003), laguna Chancho (2003) y el pozo geotérmico COP-2) controladas por una mayor
participación de la componente ASW, se pueden reconocer a las mismas con igual influencia
atmosférica en la fig. 5.03.
Habiendo definido a la ASW como la fuente de aporte atmosférico, en función de las
relaciones de N2 con los gases diagnósticos Ar y Ne, e identificado parte de este N2 como de
origen magmático, se puede determinar el exceso para avanzar en un análisis más detallado
sobre las componentes de origen profundo. En este caso el N2 se define como N2(exc) y se
determina de la siguiente manera:
N2(exc) = N2 medido – N2 atmosférico [5.1]
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
148
donde el N2 medido es el determinado para la muestra y que figura en tablas, mientras que el N2
atmosférico se determina mediante las siguiente ecuación:
N2 atmosférico = N2/Ar atmosférico * Ar medido [5.2]
donde la relación N2/Ar atmosférico, como se definió anteriormente, corresponde al de ASW y de
acuerdo con las aguas de recarga meteórica determinadas por Panarello (2002) presenta un
valor de 40, mientras que el Ar medido es el determinado para la muestra y que figura en tablas.
Figura 5.06 - Diagrama ternario 100He-N2(exc)- CH4 para las manifestaciones gaseosas. Se indican los dominios “Andesítico” e “Hidrotermal”. Se señala línea”adición He”. (Referencias fig. 5.01 y texto).
De esta manera, mediante la aplicación del diagrama ternario 100He-N2(exc)- CH4 de la
figura 5.06, podemos evaluar el origen de los gases y el grado de participación de los
ambientes profundos. En este caso, el CH4 se considerada especie diagnóstico de origen
exclusivamente hidrotermal (Poreda et al., 1988; Schoell, 1988; Chiodini y Marini, 1998), ya
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
149
que las cantidades de origen magmático pueden considerarse despreciables frente a esta
fuente. El extremo de N2(exc) referirá estrictamente a los aporte de origen magmático de
ambientes de arco tipo andesítico, y el He a ambientes profundos de origen mantélico o
corticales como se mencionó anteriormente.
En el diagrama (fig. 5.06), se grafican nuevamente las muestras del área de estudio
con las representativas de las ZVS y ZVC para lograr un mejor contraste. En el diagrama se
observa una buena dispersión, separando los distintos grupos de hacia sus distintos dominios
composicionales. Las distintas áreas correspondientes a las ZVS y ZVC se ubican hacia el
extremo N2(exc) indicando el dominio de la componente magmática andesítica en sus
emisiones gaseosas, mientras que las muestras antiguas del área de estudio se ubican sobre
una línea de mezcla andesítico-hidrotermal hacia el extremo CH4, señalando el fuerte control
que ejerce el sistema hidrotermal sobre los fluidos de origen magmático andesítico. Sin
embargo, al igual que en el diagrama de la fig. 5.03, nuevamente se observa una clara
separación del grupo de muestras actuales indicando un importante enriquecimiento en He
con respecto al sistema de dominio hidrotermal-andesítico.
Aunque existe un claro dominio del ambiente hidrotermal en el área de estudio, es
llamativo un enriquecimiento en He de esta magnitud en un ambiente cuya impronta
magmática es de tipo andesítica. Cabe destacar, que las muestras actuales fueron tomadas
entre los años 2003 y 2007, posteriores a la erupción freatomagmática del año 2000,
identificada como la erupción más importante del volcán Copahue de las últimas décadas
(Delpino y Bermudez, 2002), mientras que las antiguas pertenecen a un periodo entre 1976 y
1997 anteriores a dicho evento. En este sentido, es posible asociar el enriquecimiento en He
del sistema al evento eruptivo, particularmente considerando que el ingreso de fluidos frescos
profundos en cámaras magmáticas someras genera perturbaciones del sistema que
eventualmente podrían disparar un proceso eruptivo. Fischer et al. (1997) señalan que en el
periodo eruptivo del volcán Galeras (Colombia, 1993), la composición de las emisiones
gaseosas se modificaron significativamente desde una composición característica de arco tipo
andesítica a una de tipo basáltica mantélica, particularmente por un marcado enriquecimiento
en He. La inyección de magmas profundos menos evolucionados en cámaras magmáticas
someras, es considerada como uno de los más factibles disparadores de eventos eruptivos
(Fischer et al., 1996; Stix et al., 1997), debido a la desestabilización producida por la
perturbación que genera el contraste térmico y composicional. De esta manera, es posible
considerar una inyección de fluidos de origen profundo (enriquecidos en He) en el ambiente
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
150
magmático somero, como uno de los posibles disparadores del evento eruptivo magmático del
año 2000.
Figura 5.07- Diagrama ternario 1000He-N2(exc)- CO2/100 para las manifestaciones gaseosas. Se indican los dominios “Andesítico” y “Manto”. Se señala campo de ”adición volátiles manto derivados”. (Referencias fig. 5.01 y texto).
Con el objeto de realizar una evaluación más detallada del origen de estos gases, y la
evolución de su comportamiento con respecto al periodo eruptivo, se combinan en un
diagrama ternario (fig. 5.07) las especies diagnóstico N2(exc) (ambientes de arco - tipo
andesítico), y el He (en este caso ambientes profundos mantélico - tipo basáltico), juntos con
el CO2 como especie referencia. El CO2 se encuentra en ambos ambientes en relación con los
dos componentes, y permite separar los dos campos mediante una conexión que se atribuye a
la inyección de volátiles manto derivados (Fischer et al., 1997).
En el diagrama (fig. 5.07) se grafican las muestras del área de estudio lográndose una
efectiva separación entre los dos grupos de muestras. En el extremo superior que señala el
enriquecimiento en N2 se agrupan las muestras correspondientes al periodo pre-eruptivo,
señalando el dominio de tipo andesítico en la componente magmática de la composición
gaseosa; mientras que hacia el extremo del He se agrupan las muestras del periodo pos-
eruptivo, indicando el pasaje a un dominio relativo de características mantélicas tipo
basálticas en la componente magmática de los gases. Esto sugiere una activa conexión entre el
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
151
ambiente de generación profundo y el reservorio magmático somero, que facilitaría la
inyección de volátiles de origen mantélico-basálticos en la/s cámara/s somera/s. Esto sostiene
la hipótesis de un sistema somero perturbado por fluidos de origen profundo, que
potencialmente podrían haber disparado el último proceso eruptivo.
El análisis de la fracción orgánica en la composición gaseosa, a partir del diagrama
ternario Aromáticos-Alquenos*10-Alcanos (fig. 5.08) que relaciona los tres grupos
principales de hidrocarburos, permite inferir los ambientes de origen de estas especies y los
procesos actuantes. Los ambientes de generación de los hidrocarburos pueden ser desde zonas
de alta temperatura de dominio volcánico-magmático, hasta zonas de dominio hidrotermal
con temperaturas medias a bajas. De esta manera, las condiciones del ambiente de generación
resultan en una distribución composicional característica de los hidrocarburos principales
(Capaccioni et al., 1993 y 1995; Tassi, 2004; Tassi et al., 2005).
Figura 5.08 - Diagrama ternario Aromáticos-Alquenos*10-Alcanos para las manifestaciones gaseosas. Se indican los dominios de “gases volcánicos”, “gases hidrotermales” y “gases de baja temperatura”. Se señalan líneas que indican aumento de “temperatura” procesos de”reforma catalítica”. (Referencias fig. 5.01).
En el ambiente magmático, debido a las altas temperaturas dominantes, las especies de
mayor peso molecular son progresivamente reducidas a especies más pequeñas o de menor
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
152
peso molecular mediante un proceso denominado “cracking termal”, dando lugar a la
formación y mayor abundancia de alquenos que son más estables a temperaturas superiores a
los 450°C. Por otro lado, en el ambiente hidrotermal donde imperan condiciones reductoras
con menores temperaturas y prolongados procesos de interacción gas-agua-roca, la generación
de hidrocarburos es controlada por procesos de polimerización denominados “reforma
catalítica”. Este proceso implica la interacción entre especies de menores dimensiones
moleculares, promovidas por la presencia de agentes catalizadores, favoreciendo la formación
de especies del grupo de los aromáticos respecto a los otros grupos. En los ambientes de
generación hidrotermales con temperaturas aún menores, la fracción orgánica de los gases
disminuye y está constituida casi completamente por el grupo de los alcanos,
mayoritariamente con dimensiones menores a C7, ya que son las especies más estables e
incluso tienen la posibilidad de generarse a temperaturas relativamente bajas (Capaccioni et
al, 1995; Tassi, 2004).
De acuerdo con esto, en el diagrama de la figura 5.08 se puede observar que existe un
control de tipo hidrotermal de temperaturas medias a bajas en la generación de los
hidrocarburos livianos, favoreciendo la formación predominantemente de alcanos de cadenas
≤ C6 en la mayoría de las áreas. Sin embargo, puede identificarse un importante
enriquecimiento en el grupo de los aromáticos para algunas manifestaciones de las áreas de
Las Maquinitas, Anfiteatro, Chancho-Co y el sector laguna Chancho en menor medida.
El C6H6 es el hidrocarburo de mayor presencia en el sistema después del metano y el
etano, y la especie que controla la abundancia de aromáticos. Según Capaccioni et al. (1995 y
2001), el incremento del C6H6 indicaría un incremento en las temperaturas de degradación de
materia orgánica favorecido por agentes catalizadores. De esta manera, la generación del
C6H6 se produciría a partir de reacciones de “reforma catalítica” (Capaccioni et al., 1995)
como las siguientes:
C6H14 C6H12 + H2 [5.3]
C6H12 C6H6 + 3 H2 [5.4]
C6H12 + 3 S° C6H6 + 3 H2S [5.5]
Zonas saturadas en aguas ácidas, enriquecidas en arcillas del grupo de las esmectitas y
caolinitas, son los agentes catalíticos más importantes para las primeras dos reacciones [5.3 y
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
153
5.4], mientras que en la [5.5] la presencia de S elemental es el agente que favorece la
reacción.
La formación de este grupo de compuestos implica para las áreas enriquecidas un
periodo considerable de circulación de los fluidos, con temperaturas ligeramente mayores y
una importante interacción con arcillas del grupo de las esmectitas y caolinitas que actúan
como agentes catalizadores. La presencia de estas arcillas es consistente con la mineralogía
descripta para estas áreas (JICA, 1992; Mas et al., 2002; Vallés et al., 2004).
Figura 5.09 - Diagrama birnario H2S/CO2 vs C6H6/CH4 para las manifestaciones gaseosas. Se indican los dominios donde actúan “catalizador Arcillas” y “catalizador Azufre”. Se señalan líneas que indican aumento de “flujo de acidez” y procesos de ”reforma catalítica”. (Referencias fig. 5.01).
Es importante destacar que las muestras con mayor enriquecimiento en alcanos
presentan un ligero desplazamiento hacia el campo de los gases generados a altas
temperaturas. Sin embrago, este relativo aumento en la fracción de alquenos se debe a la
presencia solamente de iso-buteno. Este compuesto es característico de ambientes
hidrotermales de temperaturas medias a bajas, donde su abundancia estaría relacionada a una
mayor estabilidad a menores temperaturas que el resto de los alquenos, y que es una especie
intermedia en muchas cadenas de reacciones para la producción de otros compuestos de
hidrocarburos (Tassi, 2004). De esta forma, se considera muy baja la posibilidad de que
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
154
existan de manera significativa procesos de tipo “cracking termal”, asociados a muy altas
temperaturas (≥ 450°C), en la generación de los hidrocarburos de la zona.
A partir de la discriminación realizada de los procesos y temperaturas relativas
actuantes en los ambientes de generación de los hidrocarburos, se puede evaluar para las
diferentes áreas las reacciones más probables y agentes catalizadores asociados sugeridos,
mediante un diagrama binario que contempla los gases ácidos más importantes de las
emisiones según la relación H2S/CO2. Un incremento en dicha relación indica un incremento
de flujo de gases ácidos como se mencionó anteriormente.
Por otro lado, como se mencionó arriba el incremento del C6H6 con respecto al CH4
indicaría un incremento en las temperaturas de reacción y procesos de “reforma catalítica”
favorecidos por agentes catalizadores (Capaccioni et al., 1995).
De esta manera, en el diagrama binario H2S/CO2 vs C6H6/CH4 de la fig. 5.09 se
identifican tres grupos claramente diferenciados, estrechamente relacionados y que se
complementan con la información de los diagramas de gases ácidos y HC anteriores (fig. 5.02
y 5.08, respectivamente). 1) Un primer grupo mayoritario caracterizado por un
empobrecimiento en gases de S y C6H6, que involucra a las muestras de las áreas de Termas
de Copahue, Las Máquinas y Las Maquinitas, señalando el control hidrotermal de menor
temperatura sobre la composición de manera consistente con las figuras 5.08. 2) Un segundo
grupo que involucra a Las Maquinitas, el sector laguna Chancho y el pozo COP-2, con valores
relativamente bajos de acidez pero enriquecido en C6H6, sugiere que este enriquecimiento
estaría favorecido principalmente por catalizadores asociados al grupo de las arcillas, y las
reacciones [5.3] y [5.4] serían las más probables. 3) Un tercer grupo que involucra a las
muestras de las áreas de Chancho-Co y Anfiteatro, con altos valores de acidez y enriquecido
en C6H6, sugiriendo que este enriquecimiento estaría fundamentalmente asociado a la
presencia de especies de S, y de esta manera la reacción [5.3] sería la más probable. Esto es
coherente con la anomalía de mayor flujo de acidez y la asociación con fluidos de origen
magmático identificado para estas áreas en la figura 5.02 y la identificación de procesos
termogénicos y mayores temperaturas en la figura 5.08.
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
155
5.2.2. - Composición isotópica de la fase gaseosa
La composición isotópica del argón en la mayoría de las muestras tomadas presenta
relaciones 40Ar/36Ar que varían entre 291 y 306, muy cercanas a 295 que es el valor
correspondiente al aire (Ferrara y Magro, 1988; Farley y Poreda, 1993; Snyder et al., 2004).
Estos valores indican que la fuente predominante de argón en estos sistemas es de origen
atmosférico, que ingresa disuelto en las aguas meteóricas que recargan el sistema hidrotermal.
Sin embargo, el sector Piedra Copahue perteneciente a la área geotermal de la localidad de
Copahue, presenta un valor en la relación 40Ar/36Ar de 332 claramente superior al resto de las
áreas. Este valor no es lo suficientemente elevado como para atribuirlo a un flujo de argón de
altas relaciones 40Ar/36Ar de origen magmático; en este caso es más factible considerar fluidos
con un mayor tiempo de circulación y por lo tanto de interacción con la roca, que favorecería
un enriquecimiento en 40Ar en la fase gaseosa ascendente por decaimiento de 40K a partir de
fases mineralógicas potásicas en el área de circulación. Esto último es coherente con el
predominio de minerales cálcicos - potásicos, tanto en la mineralogía primaria calcoalcalina a
shoshonítica de la región, como en la secundaria resultante de los procesos de alteración
asociados (JICA, 1992; Mas et al, 1996a,b y 2000).
Por otro lado, en función de la relación 3He/4He (expresados como R/Ra) se pueden
identificar dos grupos de valores bien definidos. Esto es un rasgo muy particular y destacable,
ya que no es común que un mismo sistema presente dos tipos de relaciones 3He/4He tan
diferenciados, lo que sugiere dos circuitos marcadamente diferentes para la circulación de los
gases que contienen a estas especies isotópicas.
Un grupo presenta menores valores de 3He/4He, con relaciones de 5.02 y 5.02 R/Ra
pertenecientes a las muestras de las áreas Anfiteatro y Chancho-Co, respectivamente. Estas
áreas corresponden a las zonas más occidentales y cercanas al volcán, y presentan valores
característicos de manifestaciones gaseosas de ambientes de arco que generalmente oscilan
entre 3 y 7 R/Ra (Giggenbach, 1997; Hilton et al., 2002; Snyder et al., 2004). Como se
observó anteriormente en la figura 5.03, estas áreas también mostraban los menores valores en
la relación N2/He. Esta situación se puede analizar con mayor detalle en el diagrama 3He-N2-4He de la figura 5.10, donde se identifican a las mismas áreas ligeramente desplazadas del
resto, indicando que la disminución en la relación N2/He con respecto al resto de las muestras,
se debe a un enriquecimiento en He como consecuencia de una mayor contribución de 4He.
Este isótopo pesado del helio se genera a partir del decaimiento radiactivo de uranio (235U y 238U) y torio (232Th) que se encuentran enriquecidos en las rocas graníticas de la corteza
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
156
continental (ver capítulo 3), por lo tanto un enriquecimiento en 4He implica para estos fluidos
un mayor tiempo de residencia en la corteza. Para este caso se descarta la posibilidad de un
aporte desde el aire, debido a que los diagramas de discriminación anteriores (fig. 5.04 y 5.05)
no señalan contaminación atmosférica para ninguna de estas muestras.
Figura 5.10- Diagrama ternario 3He*106-N2-
4He*2 para las manifestaciones gaseosas. Se indican los campos de “Aire”, “Manto” y “Corteza” según Xu et al (1997). Se señalan líneas de aumento de “Tiempo de residencia en corteza” y aporte “Magmático profundo”. (Referencias fig. 5.01).
El segundo grupo que involucra a todas las muestras de las áreas restantes, presenta
altos valores de la relación 3He/4He, que van desde 7,36 R/Ra (en el sector Piedra Copahue)
hasta 7,72 y 7,94 R/Ra (áreas Las Máquinas y Las Maquinitas, respectivamente).
Particularmente, los últimos dos valores señalados son altamente destacables ya que
representan los más altos valores en la relación 3He/4He identificados hasta el momento en
América, incluido Centro América y Antillas (Hilton et al., 1993 y 2002; Tassi et al., 1995a,b
y 2010; Ray et al., 2009). Estos valores son mayores a los esperados en límites de placas
convergentes, más cercanos a los valores isotópicos encontrados en gases magmáticos de
origen mantélico de 8 R/Ra característicos de ambientes extensionales como dorsales
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
157
centrooceánicas (Giggenbach, 1997; Hilton et al., 2002). Además, Varekamp et al. (2006)
informa dos valores muy similares de 7,5 y 7,6 R/Ra para muestras tomadas en el año 2003 en
las áreas Termales de Copahue. Todos estos altos valores pertenecen a las áreas geotérmicas
que se encuentran más alejadas hacia el este del volcán y, como se puede observar en el
diagrama (fig. 5.10), se deben a un enriquecimiento en 3He cuyo origen es estrictamente
magmático profundo. Esto indica que el He magmático parece ser mas efectivamente
transportado a superficie en el sector oriental más alejado del arco, sugiriendo la existencia de
una importante conexión entre la fuente magmática andesítica (que alimenta las áreas
geotermales) y el ambiente mantélico profundo que alimenta las cámaras someras (Agusto et
al., 2008).
La composición gaseosa de las manifestaciones es consistente con la composición
química e isotópica de las rocas del área. Los bajos valores de la relación Ba/La en las
muestras de roca, indican que los sedimentos subductados habrían perdido una fracción
significativa de sus volátiles debajo del actual frente volcánico (Varekamp et al, 2006), que se
encuentra hacia el Oeste en territorio chileno, por lo tanto los procesos de fusión parcial que
alimentan el sistema magmático desplazado perteneciente al volcán Copahue suceden a partir
de una losa oceánica empobrecida en volátiles y relativamente seca. Este sería el motivo del
empobrecimiento y los bajos valores relativos de N2, llamativos para un ambiente de placas
convergentes.
Por otro lado, los valores enriquecidos de 4He puntualmente en las áreas más cercanas
al volcán Copahue (Chancho-Co y Anfiteatro), son coherentes con los altos valores de la
relación La/Yb de las rocas correspondientes al volcán Copahue y los periodos eruptivos más
recientes con respecto a las del periodo eruptivo más antiguo (Varekamp et al, 2006),
asociados al primer estratovolcán y la caldera. Las altas relaciones La/Yb indican una mayor
asimilación de material cortical por parte del fundido magmático y probablemente menores
grados de fusión parcial (Bermúdez et al., 2002), esto es coherente con los altos valores de 4He proveniente del U y Th enriquecidos en la corteza continental y, por lo tanto, los menores
valores en la relación 3He/4He para las muestras mencionadas.
Contrariamente, los menores valores relativos de la relación La/Yb para las rocas
correspondientes al periodo eruptivo más antiguo asociado al primer estratovolcán y la
caldera, junto a la consideración del magmatismo evaluado en forma regional que incluye la
Fosa Loncopué y que se relaciona a procesos de fusión por descompresión (Cameron et al.,
2003) asociado a la actual fase de tectónica extensional (Bermúdez et al., 2002), son
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
158
coherentes con los altos valores relativos de 3He y la alta relación 3He/4He generalizada para
la zona. Esto es coherente con la dinámica transtensiva propuesta para el área por Melnick et
al. (2006), la dirección de las estructuras que controlan estas áreas geotermales siguiendo el
lineamiento volcánico Callaqui-Copahue-Mandolegüe, y probablemente favorecido por el
fenómeno de adelgazamiento cortical definido para la región por debajo del Alto Copahue-
Pino Hachado y la Fosa Loncopué (Yuan et al., 2006; Folguera et al., 2007).
La hipótesis del control sobre las emisiones de 3He por parte del fenómeno de
adelgazamiento cortical, y la dinámica extensional asociada para la región de tras-arco que
involucra a Copahue-Caviahue, se hace aún más relevante considerando los valores de la
relación 3He/4He en el resto de los volcanes vecinos ubicados efectivamente sobre el frente
volcánico de la ZVS entre los 36°54´ y 40°44´ de latitud Sur (volcanes Chillán y Casablanca,
respectivamente). De acuerdo con Ray et al. (2009), para un total de 18 áreas volcánicas-
hidrotermales asociadas a 8 distintos volcanes, los valores en la relación varían entre 1,49
(área Manzanares, volcán Lonquimay) y 6,43 R/Ra (área Balboa, volcán Llaima), señalando la
fuerte impronta de características corticales enriquecida en 4He típica de ambientes de arco y
límites de placas convergentes.
La revisión detallada de la composición isotópica del CO2 (referida como δ13CPDB ‰)
de las áreas, con respecto a los distintos rangos de valores δ13C que se han definido para las
distintas fuentes posibles de CO2, permiten hacer inferencias con respecto a los orígenes del
compuesto, los distintos grados de participación de los ambientes involucrados en la
composición del volátil, y por lo tanto del sistema magmático hidrotermal del que se
desprende.
En este sentido, en el diagrama 13C-CO2 vs CO2/3He de la figura 5.11, se van a
considerar los rangos aceptados en torno a los valores promedio anteriormente mencionados
para las tres posibles fuentes de CO2 definidas: MORB, carbonatos marinos y carbono
orgánico sedimentario. El rango de δ13C para MORB que asume un origen mantélico puro
oscila entre -9 ‰ y -4 ‰, con un promedio de -6,5 ‰ considerado como representativo del C
en el manto superior (Sano y Marty, 1995). Por otro lado, el C de origen cortical considerando
las dos mayores fuentes; las calizas marinas incluyendo el carbonato de la losa con un valor
promedio de δ13C de 0 ‰ en un rango de -2 ‰ a 2 ‰, y el carbono proveniente de la materia
orgánica acumulada en las rocas sedimentarias con valores por debajo de los -20 ‰ (Hoefs,
1980).
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
159
Figura 5.11 - Diagrama binario δ 13C-CO2 vs CO2/
3He para las manifestaciones gaseosas. Se indican los campos de “MORB”, “CALIZAS” y “Sedimento orgánico” según Sano y Marty (1995). Se señalan líneas de mezcla entre los campos. (Referencias fig. 5.01).
Aunque en apariencia estos rangos no se solapan, se presenta el inconveniente de que
una mezcla entre los dos tipos de C cortical podría resultar en una composición intermedia
con valor similar al MORB. La mayor parte de las muestras tomadas en la zona de estudio
varían entre -6,78 ‰ y -8,78 ‰ de δ13C, ubicándose en este rango de incertidumbre. La figura
5.11 permite un análisis detallado de la situación utilizando como variable la relación
CO2/3He que discrimina el C de origen mantélico con un valor promedio de 1,5x109, y un C
de origen cortical con un valor promedio de 1x1013 (Sano y Marty, 1995).
En el diagrama (fig. 5.11) se puede ver que para la mayoría de las áreas, si bien podría
haber alguna participación de C cortical, la composición presenta características de tipo
MORB que indica que está fundamentalmente controlada por CO2 de origen magmático
profundo. También Varekamp et al. (2006) informa dos valores muy similares de δ13C-CO2 (-
8,32 y -8,28) y CO2/3He (9,0x109 y 9,2x109) para muestras tomadas en el año 2003 en las
áreas Termales de Copahue. Todos estos valores son consistentes con los altos valores de
R/Ra determinados para las muestras de estas áreas. Sin embargo, se pueden observar dos
Línea de mezcla
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
160
casos particulares que se diferencian del grupo de muestras, que corresponden a la muestra
tomada en el pozo geotérmico COP-2 y al área de Chancho-Co.
La muestra COP-2 presenta valores de δ13C-CO2 de -7,54 ‰ y la relación CO2/3He de
55,1x109, el valor de δ13C se encuentra en el campo de incertidumbre y con valores de la
relación CO2/3He muy altos que lo alejan de las características tipo MORB y sugieren un
enriquecimiento de CO2 a partir de C de fuentes corticales. La muestra del COP-2 proviene de
1200 metros de profundidad, en una zona del reservorio geotérmico sellado y aislado que
concentra el recurso geotermal (agua y vapor), alejado de las áreas de ascenso de flujo que
alimentan las áreas termales en superficie a través de estructuras profundas (JICA, 1992). Por
este motivo, a diferencia de las áreas termales en superficie, al estar alejado de las zonas de
ascenso directo de flujo carece de una fuente directa de 3He, mientras que desde la zona de
recarga y de contacto con el flujo ascendente continua concentrando CO2, por ser este
relativamente más soluble en agua que el He. Esta situación daría lugar a un empobrecimiento
en 3He respecto al CO2, y así al elevado valor en la relación CO2/3He. Además, es posible
considerar un aporte significativo de C cortical (orgánico sedimentario y/o calcáreo) originado
en el reservorio que, de acuerdo con la información de perforación, corresponde a un área
permeable que involucra rocas de depósitos lacustres con participación de mudstones y
sandstones (JICA, 1992).
Por otro lado, la muestra perteneciente al área de Chancho-Co presenta valores δ13C-
CO2 de -16,33 ‰ y la relación CO2/3He de 8,0x109. En este caso, si bien los valores de la
relación CO2/3He en la muestra son ligeramente superiores a los correspondientes al miembro
extremo MORB, el notable desplazamiento hacia valores más negativos de δ13C indica un
importante aporte de C de origen orgánico acumulado en rocas sedimentarias. Esto es
coherente con los significativos enriquecimientos en metano y benceno identificados para esta
área con respecto a las restantes áreas, y el dominio de condiciones termogénicas en la
formación de los hidrocarburos de la composición gaseosa según las figuras 5.08 y 5.09.
Posiblemente, la estructura profunda que controla el área de Chancho-Co permita que en
profundidad los fluidos calientes asociados a la cámara magmática, entren en contacto con
sedimentos ricos en materia orgánica, tal vez asociados a la Cuenca Neuquina (?).
Para avanzar en la identificación de los ambientes de generación de los volátiles y sus
características, la relación CH4/3He es considerada un parámetro diagnóstico adicional en la
determinación del origen de las descargas gaseosas en ambientes volcánicos e hidrotermales
(Poreda et al., 1988; Giggenbach, 1995). Los valores considerados como miembros extremos
CAPÍTULO 5. ANÁLISIS DE LA FASE GASEOSA MARIANO R. AGUSTO
161
que caracterizan las principales fuentes de aporte van desde 1×105, medidos en ambientes de
dorsales centro-oceánicas libre de sedimento (Snyder et al., 2003), hasta 1×1012 para aquellos
relacionados con una producción termogénica de gases (Poreda et al., 1988).
Los valores de la relación CH4/3He para todas las áreas se presentan relativamente
constantes oscilando entre 1,03×107 y 1,94×107 (Piedra Copahue y Las Máquinas,
respectivamente), con excepción de la muestra correspondiente al área de Anfiteatro con un
valor en la relación de 4,39x107. De todas formas, todos los valores son intermedios entre
aquellos correspondientes a las fuentes principales, indicando un origen mixto para el metano
presente en las manifestaciones. Esto sugiere que existiría una importante participación de
metano de origen inorgánico relacionado con una fuente profunda. En estos casos la reacción
considerada para la formación abiogénica de metano (Hulston y McCabe, 1962) es la reacción
[3.18]. De esta manera, este proceso contribuiría con los altos valores relativos de metano en
la composición gaseosa de las manifestaciones, y es coherente con el importante flujo de
origen profundo determinado para otras especies 3He y CO2 (fig. 5.10 y 5.11).
Por otro lado, los mayores valores de la relación CH4/3He para el área de Anfiteatro, es
coherente con los menores valores relativos de 3He para el área (5,02 R/Ra) y los altos valores
relativos de hidrocarburos particularmente en metano y benceno (fig. 5.08 y 5.09). Esto
último podría asociarse a una mayor disponibilidad de materia orgánica en el área, favorecido
por el mayor tiempo de residencia de los fluidos y la existencia de agentes catalizadores como
se observó en las figuras antes mencionadas.
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
162
ツAパÍフブネバ シ.
AハÁネナピナピ ヅテ ネA
デAピテ ネÍヒブナヅA
テワ ユヴヵユ ヤモヱíヵヶロヰ ヴユ ュユヴヤンリャユワ ロモヴ ヤモンモヤヵユンíヴヵリヤモヴ ヤヰヮヱヰヴリヤリヰワモロユヴ ュユ
ロモヴ ヮモワリョユヴヵモヤリヰワユヴ ユワ ョモヴユ ロíヲヶリュモヴ ュユ ロモヴ ュリヴヵリワヵモヴ áンユモヴ ュユ ロモ コ゚ヰワモ
ュユ ユヴヵヶュリヰ. A ヱモンヵリン ュユ ロモ ヤモンモヤヵユンリコ゚モヤリóワ ュユ ロモヴ ヮリヴヮモヴ se
ュユヵユンヮリワモワ ユロ ヰンリヨユワ ケ゚ ロヰヴ ヱンヰヤユヴヰヴ ヲヶユ ヱヰュンíモワ ユヴヵモン リワカ゚ヰロヶヤンモュヰヴ ユワ
ユロ ヤヰワヵンヰロ ュユ ロモ ヤヰヮヱヰヴリヤリóワ ヲヶíヮリヤモ ユ リヴヰヵóヱリヤモ.
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
163
6.1.- La composición de la Fase Líquida (aguas superficiales)
El estudio de la composición química e isotópica de la fase líquida fue realizado a
partir de 213 muestras, tomadas en aguas superficiales de la región entre los años 2003 y
2009.
Con el objetivo de facilitar la identificación y, por lo tanto, la evaluación de las
muestras en estudio, se dividieron los puntos de muestreo en tres grupos de acuerdo con
rasgos superficiales según:
a) muestras pertenecientes al Sistema Volcánico-Hidrológico (SVH) que involucran
la laguna Cratérica (Cr) alojada en el cráter activo del volcán, las Vertientes (V1 y V2) que
emanan del flanco externo este del edificio volcánico, el río Agrio superior que se forma a
partir de la confluencia de las vertientes, el lago Caviahue que recibe las aguas del río
Agrio superior, y el río Agrio inferior que es el único efluente del lago Caviahue.
b) muestras pertenecientes a las distintas áreas geotermales (Las Máquinas, Las
Maquinitas, Termas de Copahue, Anfiteatro y Chancho-Co), correspondientes a aguas
termales en su mayoría asociadas a aguas burbujeantes (“boiling, bubbling y mud pools”)
que serán denominadas como Aguas Calentadas por Vapor (ACV).
c) muestras pertenecientes a los cursos y cuerpos de aguas que no presentan
ninguna relación con el sistema volcánico o las áreas geotermales, cuyo origen es
principalmente la fusión del manto de nieve acumulado durante la etapa invernal y
precipitaciones en general (nieve y lluvia), denominadas como Aguas de Deshielo (AD) y
que involucran a las lagunas Las Mellizas, el arroyo Pucón Mahuida, el río Dulce, el río
Hualcupén y el río Trolope.
6.1.1.- Descripción de la composición química de las aguas superficiales
Las muestras tomadas durante las distintas campañas se dividen en: 93 muestras
correspondientes al grupo SVH, 101 muestras al grupo ACV y 19 muestras al grupo AD.
La composición química de las aguas es expresada en mg/l y se detalla en las tablas
(Anexos Tablas B).
Las temperaturas de las aguas de la región muestreadas están dadas en ºC, y
presentan amplias variaciones dependiendo del área y momento de muestreo. Por lo
general las menores temperaturas se presentan en los ríos y lagunas (en su mayoría
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
164
pertenecientes al grupo AD) durante el periodo invernal con temperaturas que rondan los
0º C, incluso en algunos casos como las lagunas Las Mellizas presentan toda su superficie
congelada durante todo el invierno. En el río Agrio, a pesar de recibir aguas calientes de las
vertientes, se han registrado en invierno temperaturas de hasta 0,4º C. Sin embargo,
durante el periodo de verano los cuerpos de agua menores de las AD han presentado
valores de hasta 20º C (río Dulce, enero 2009).
Las aguas del grupo SVH presentan sus menores valores de temperatura en el río
Agrio en el tramo superior como se menciona arriba, por recibir el mayor aporte directo de
la fusión del manto de nieve, con bajas temperaturas en invierno pero con valores que han
alcanzado los 30º C en verano (enero 2007). En las vertientes se han registrado las mayores
oscilaciones y temperaturas del SVH, con valores que van desde 20º C (V2, enero 2007)
hasta 81º C (V1, mayo 2004). En las aguas de la laguna cratérica, durante el periodo de
muestreo, las temperaturas por lo general han presentado un rango más estrecho que va
desde 31,6º C (septiembre 2005) a 42º C (junio 2005), con excepción de dos bajos valores
registrados de 0º y 13º C (agosto y mayo 2004, respectivamente) durante un período
atípico de comportamiento de la laguna cratérica.
Por otro lado, las aguas de las áreas geotermales, pertenecientes al grupo ACV,
presentan un amplio rango que incluye a las mayores temperaturas de las aguas de la
región, asociadas en general a las muestras tomadas desde manifestaciones tipo boiling
pools. Las temperaturas registradas en las áreas geotermales varían entre 20,8º y 100,2º C
correspondientes a laguna Chancho y área Las Maquinitas, respectivamente (ambas
muestras tomadas en diciembre 2005). Las temperaturas de muestras asociadas a emisiones
gaseosas se ven menos afectadas por las variaciones estacionales.
Los valores de pH de las aguas muestreadas presentan distintos rangos de variación
para los distintos sistemas. Las aguas pertenecientes al grupo AD son las que presentan el
rango de valores más acotado, siempre con pH en torno a 7, que van desde pH 5,25 en el
río Dulce (diciembre 2005) a 7,75 en el río Hualcupen (noviembre 2006).
Las aguas del SVH presentan distintos rangos de pH según el tramo del sistema: las
aguas de la laguna cratérica presentan valores de pH siempre por debajo de 1, con
excepción del valor 1,68 durante enero 2007; las vertientes tienen por lo general valores de
pH entre 1 y 2, pero se registraron un mínimo de 0,74 en V1 (enero 2009) y un máximo de
2,3 en V2 (enero 2007); los rangos de valores del tramo río Agrio superior y lago Caviahue
son también muy acotados y ácidos, donde varían entre 1,53 y 2,77 para el río Agrio
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
165
(marzo 2008 y enero 2007, respectivamente) y entre 2,77 y 3,25 para el lago Caviahue
(abril 2005 y noviembre 2006, respectivamente); el río Agrio inferior presenta valores de
pH entre 3 y 4 durante varios kilómetros y alcanza valores de neutralidad en cercanías de la
localidad de Loncopué (6,72 en noviembre 2006).
Las aguas ACV, pertenecientes a las áreas geotermales, presentan un rango de pH
mucho más amplio, con valores marcadamente ácidos de que van desde 1,83 (sector laguna
Chancho, en el área Termas de Copahue, enero 2007) hasta valores de 6,8 (surgente Agua
Sulfurosa, en el área Termas de Copahue, en septiembre 2005).
Las concentraciones de SO4-2 en las aguas de la región presentan el más amplio
rango de variación entre las distintas especies, con valores entre 0,76 y 33003 mg/l. Los
valores más elevados se encuentran en las muestras pertenecientes al SVH, particularmente
a la laguna del cráter donde se obtuvieron concentraciones de hasta 33003 mg/l en
diciembre 2007, mientras que las menores concentraciones del mismo sistema se
obtuvieron en el río Agrio inferior en la localidad de Loncopué con valores de 34 mg/l en
noviembre 2006. Las aguas correspondientes a las ACV presentan un rango de
concentraciones de SO4-2 menor, pero aún así significativamente amplio, con valores que
oscilan entre 2,51 mg/l en la surgente Agua Ferruginosa (área Termas de Copahue,
septiembre 2005) y 9153,6 mg/l en el área Chancho-Co (abril 2006). Las aguas
pertenecientes a las AD presentan los menores valores SO4-2, con valores que varían entre
0,76 mg/l en el río Hualcupén (noviembre 2006) y 128,4 mg/l en las lagunas Las Mellizas
(abril 2006).
Los valores en la concentración de Cl- en aguas, muestran una amplia variabilidad y
altos valores en las aguas del SVH que varían entre 52,2 mg/l en el lago Caviahue
(noviembre 2006) y 115552 mg/l en la laguna del cráter (diciembre 2007). Por otro lado,
tanto las aguas AD como las ACV presentan valores de Cl- mucho menores. Entre las
aguas pertenecientes a las AD las concentraciones varían entre 0,43 mg/l en el río
Hualcupén (noviembre 2006) y 26,2 mg/l en las lagunas Las Mellizas (enero 2009);
mientras que las aguas correspondientes a las ACV poseen los menores valores de la
región, con concentraciones que varían entre 0,3 mg/l en Chancho-Co (enero 2009) y 21,75
mg/l en el área de Las Máquinas (abril 2005).
La especie HCO3-, debido a su alta dependencia del pH de las aguas, se encuentra
presente solo en aquellas aguas con valores de pH superiores a 4,5. Las concentraciones de
HCO3- en las aguas pertenecientes al SVH, son detectables solo en el río Agrio inferior a
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
166
partir de las cercanías a la localidad de Loncopué donde el pH alcanza valores de
neutralidad, con concentraciones de 13,42 mg/l en noviembre 2006. En el caso de las aguas
pertenecientes a las AD las concentraciones varían entre 3,66 y 16,84 mg/l (arroyo Pucón
Mahuida y río Trolope, respectivamente). Sin embargo, los mayores valores de HCO3- en
aguas de la región se encuentran presentes en las aguas termales neutras del área Termas
de Copahue, donde alcanzan concentraciones de hasta 489 mg/l (Panarello, 2002).
Las concentraciones de halogenuros F- y Br- presentan los mayores valores en las
aguas pertenecientes al SVH, donde alcanzan los 1134 y 62,8 mg/l respectivamente. Las
concentraciones de F- en el SVH varían entre 0,65 mg/l (río Agrio inferior en Loncopué,
noviembre 2006) y 1134 mg/l (laguna cratérica, abril 2005); mientras que en las aguas
pertenecientes a las ACV y AD los valores son mucho menores, e incluso en muchos casos
no detectables, donde alcanzan los 3,17 mg/l (área Las Máquinas, abril 2005) y 2,3 mg/l
(río Dulce, noviembre 2006), respectivamente. Por otro lado, las concentraciones de Br- en
el SVH varían entre 0,08 mg/l (lago Caviahue, noviembre 2007) y 62,8 mg/l (Vertiente 1,
enero 2009); mientras que en las ACV y AD solo alcanzan valores de 2,38 mg/l (área
Chancho-Co, enero 2007) y 0,03 mg/l (lagunas Las Mellizas, enero 2009),
respectivamente.
Las concentraciones de Na+ y K+ en las aguas de la región presentan sus mayores
valores en el SVH, particularmente en las aguas de la Vertiente 1, donde alcanzan valores
de 1034,7 mg/l (mayo 2007) y 535,1 mg/l (marzo 2008), respectivamente. En las aguas
pertenecientes a las ACV y AD se encuentran en concentraciones relativamente similares:
en las ACV las concentraciones se encuentran siempre por debajo de 56 y 40,2 mg/l de
(Termas de Copahue, septiembre 2005); mientras que en las AD las concentraciones no
superan los 25mg/l (río Dulce, abril 2005) y 14,9 mg/l (laguna Las Mellizas, abril 2006) de
Na+ y K+, respectivamente.
Las especies Ca+2 y Mg+2 se presentan en rangos similares de concentraciones para
las distintas áreas. En las aguas pertenecientes al SVH poseen concentraciones que varían
entre 8,27 y 989 mg/l de Ca+2 (lago Caviahue y Vertiente 1, respectivamente), y entre 5,25
y 1469 mg/l de Mg+2 (río Agrio en Loncopué y Vertiente 2, respectivamente). En las aguas
pertenecientes a las AD los mayores valores de ambas especies se encuentran en las
lagunas Las Mellizas, donde alcanzan concentraciones de hasta 30,5 mg/l de Ca+2 (abril
2006) y 16,1 mg/l de Mg+2 (enero 2009). Sin embargo, en las ACV las concentraciones de
Ca2+ son marcadamente superiores, con valores de Ca+2 de hasta 142 mg/l, mientras que las
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
167
concentraciones máximas de Mg+2 solo alcanzan los 30 mg/l (área Termas de Copahue,
mayo 2004).
Con respecto a las concentraciones de NH4+, a diferencia de las anteriores especies
descriptas, los mayores valores se encuentran en las aguas pertenecientes a las ACV, en un
rango que varía entre 2,58 mg/l (área Chancho-Co, enero 2007) y 862mg/l (área Las
Máquinas, noviembre 2006). Las concentraciones de NH4+ en las aguas correspondientes al
SVH presentan valores significativamente menores, que varían entre 0,03 mg/l (río Agrio
inferior en Loncopué, noviembre 06) y 3,6 mg/l (río Agrio superior, febrero 2008). Las
aguas pertenecientes a las AD presentan concentraciones de NH4+ aún menores y en un
rango mucho más acotado, con valores que oscilan entre 0,05 y 0,14 mg/l (lagunas Las
Mellizas y arroyo Pucón Mahuida, respectivamente).
Las concentraciones de Fe (Fe total) y Al+3 son marcadamente superiores en las
aguas correspondientes al SVH, donde alcanzan valores de hasta 765 mg/l de Fe (Vertiente
1, abril 2006) y 1991 mg/l de Al+3 (Vertiente 2, agosto 2004). Las aguas pertenecientes a
las ACV presentan un rango de concentraciones de Fe mayor al Al+3, con valores que
oscilan entre 0,91 y 246 mg/l de Fe (áreas Termas de Copahue y Chancho-Co,
respectivamente); mientras que las concentraciones de Al+3 aunque pueden presentar altos
valores en las áreas Chancho-Co y Las Máquinas (136,8 y 86,58 mg/l, respectivamente) en
la mayoría de los casos son inferiores a 20 mg/l. En las aguas correspondientes a las AD
por lo general no son detectables, aunque se han observado concentraciones de 0,60 mg/l
de Fe en río Dulce (noviembre 2004) y 0,60 mg/l de Al+3 en lagunas Las Mellizas (abril
2006).
Debido a las bajas concentraciones que pueden registrarse de las especies Mn y B,
estas son expresadas en ppb (ver Anexos Tablas B). Las mayores concentraciones de Mn
se encuentran en las aguas pertenecientes al SVH, en un amplio rango de valores que oscila
entre 350 ppb (río Agrio inferior, noviembre 2006) y 38999 ppb (Vertiente 2, agosto
2004); en las aguas correspondientes a las ACV las concentraciones son significativamente
menores, con valores que varían entre 45 ppb (área Las Máquinas, diciembre 2005) y 1467
ppb (área Termas de Copahue, abril 2005), mientras que en las AD no superan los 486 ppb
(lagunas Las Mellizas, abril 2006). Particularmente, las concentraciones de B, de manera
similar al NH4+, presentan los mayores valores en las aguas correspondientes a las ACV,
donde alcanzan concentraciones excepcionales de hasta 126000 y 68000 ppb en las áreas
Las Máquinas (noviembre 2006) y Chancho-Co (abril 2006) respectivamente, mientras en
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
168
el resto de las muestras ACV los valores alcanzan los 2520 ppb (área Las Maquinitas,
noviembre 2006); por otro lado, las concentraciones de B en las aguas pertenecientes al
SVH varían entre 50 ppb (Salto del Agrio, noviembre 2006) y 9212 ppb (Vertiente 1, mayo
2004); en el caso de las aguas correspondientes a las AD, las concentraciones son en todos
los casos inferiores a 694 ppb (laguna Las Mellizas, abril 2006).
Las concentraciones de Li son muy bajas también y por tal motivo son expresadas
en ppb (ver Anexos Tablas B). Esta especie es solo detectable en las aguas pertenecientes
al SVH, donde no superan los 800 ppb (Vertiente 1, marzo 2008).
6.1.2.- Descripción de la composición isotópica de las aguas superficiales
La información isotópica obtenida de los aguas superficiales comprende las
relaciones isotópicas 18O/16O (d18O V-SMOW) y 2H/1H (dD V-SMOW) de 43 muestras
tomadas para tal fin. Estas muestras se distribuyen en 14 correspondientes al SVH, 23
pertenecientes a las ACV y 6 a las AD.
La composición isotópica de 18O/16O y 2H/1H presenta los mayores valores y los
más amplio rangos de variación en las aguas pertenecientes al SVH, donde se determinaron
valores de d18O que varían entre -12,05 y -1,44 ‰ correspondientes al Salto del Agrio y la
Vertiente 1, respectivamente, y valores de dD que varían entre -89,6 y -45,99 ‰
correspondientes al río Agrio y la Vertiente 1, respectivamente.
En las aguas pertenecientes a las ACV el d18O varía entre -11,9 y 2,14 ‰
correspondientes a las áreas de Termas de Copahue y Las Máquinas respectivamente;
mientras que la composición de dD varía entre -86 y -51,22 ‰ correspondientes a las
Termas de Copahue.
Por otro lado, las aguas pertenecientes a las AD presentan los menores valores
isotópicos y en un rango mucho más acotado, con valores de d18O que varían entre -12,08
y -10,8 ‰ (d18O V-SMOW) correspondientes a los ríos Hualcupen y Dulce,
respectivamente; y valores de dD entre -77 y -88,39 ‰ (dD V-SMOW) correspondientes
también a los ríos Hualcupen y Dulce, respectivamente.
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
169
6.2.- Análisis y caracterización de la Fase Líquida
A continuación se desarrolla el análisis y caracterización de la composición de las
aguas superficiales de la región en estudio, y de la misma forma que se hiciera para el
estudio de la composición gaseosa, se indica previamente en la figura 6.01 la simbología
utilizada en los diagramas del presente capítulo para facilitar la visualización e
identificación de las distintas áreas.
Figura 6.01- Ubicación de las zonas de interés para el estudio de las aguas superficiales y referencias utilizadas en los diagramas del presente capítulo, correspondientes a las distintas áreas y manifestaciones muestreadas. Detalle y ubicación de las Aguas de Deshielo en figura 7.01.
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
170
6.2.1.- Análisis de la composición química de las aguas superficiales
Las aguas superficiales de la región presentan distintas características
composicionales y de acidez, incluso dentro de los mismos sistemas y ambientes, que
pueden ser discriminadas y evaluadas mediante distintos diagramas a partir de las
concentraciones de las diferentes especies.
Figura 6.02 - Diagrama ternario SO4-Cl-HCO3 para las aguas superficiales de la región, se indican 4 distintos grupos de aguas de acuerdo con sus características de composicionales y de acidez: 1) aguas ácidas sulfato-cloruradas, 2) aguas ácidas sulfatadas, 3) aguas neutras bicarbonatadas, 4) aguas neutras de composición intermedia. Referencias ver en fig. 6.01.
En función de las concentraciones de aniones mayoritarios, en el diagrama ternario
SO4-Cl-HCO3 (fig. 6.02) se pueden diferenciar 4 tipos de aguas que presentan distintas
características fisico-químicas: 1) un grupo de aguas ácidas sulfato-cloruradas integrado
por todas las muestras pertenecientes al Sistema Volcánico-Hidrológico (SVH) que
involucran laguna Cratérica, Vertientes, río Agrio inferior y superior y Lago Caviahue, con
excepción de la muestra correspondiente al río Agrio inferior en la localidad de Loncopué;
2) un grupo de aguas ácidas sulfatadas integrado por todas las muestras correspondientes a
las Aguas Calentadas por Vapor (ACV), también llamadas “boiling, bubbling y mud
pools”, que se encuentran en las distintas áreas geotermales (Las Máquinas, Las
Maquinitas, Termas de Copahue, Anfiteatro y Chancho-Co) con excepción de las aguas
termales neutras del área Copahue; 3) las aguas neutras bicarbonatadas correspondientes a
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
171
las muestras Agua Ferruginosa, Agua Sulfurosa, Agua del Mate y Agua Vichi, todas en el
área Termas de Copahue más el Agua de Deshielo del río Hualcupén; 4) las aguas neutras
de composición intermedia integradas por las Aguas de Deshielo (AD) de lagunas Las
Mellizas, arroyo Pucón Mahuida, río Dulce y río Trolope, más el agua perteneciente al río
Agrio inferior en la localidad de Loncopué.
El grupo de muestras (1) que presenta composiciones ácidas sulfato-cloruradas
(SO4-Cl) corresponden a las aguas del Sistema Volcánico-Hidrológico, y deben su
composición al flujo de origen magmático que alimenta la cabecera del sistema en el
edificio del volcán Copahue. Este es un proceso de acidificación característico de sistemas
hidrotermales y lagos cratéricos alojados en volcanes activos (Delmelle y Bernard, 1994;
Kempter y Rowe, 2000; Varekamp et al., 2000). De esta manera, el flujo de origen
magmático rico en gases ácidos altamente solubles como SO2-H2S, HCl y en menor
medida HF y HBr, se incorporarían rápidamente a la fase líquida (compuesta por vapor
condensado en ascenso y aguas meteóricas ingresadas) en la zona hidrotermal vapor-
líquido que se encuentra en el interior del edificio volcánico, produciendo las soluciones
con altos contenidos de SO4 y Cl y bajo pH que alimentan la laguna cratérica y las
vertientes. La acidez de estas aguas es originada principalmente por los H+ desprendidos a
partir de la disociación de HCl y H2SO4 a temperaturas inferiores a los 300°C
(Giggenbach, 1997). El H2SO4, así como el H2S y el abundante S° que se forma en la
laguna cratérica, son generados a partir de la reacción de dismutación del gas magmático
SO2 con aguas meteóricas según las reacciones anteriormente planteadas en [3.7], [3.27] y
[3.28] (ver Capítulo 3).
El CO2, el otro gas ácido magmático de relevancia, está inhibido para solubilizarce
y aportar iones HCO3 a la solución debido a la alta acidez del sistema, ya que esta especie
comienza a ser soluble en forma significativa a partir de valores de pH de 5,5 en adelante.
Los altos valores de conductividad (SC, ver Anexos Tablas B) de estas aguas son
coherentes con la alta temperatura y acidez de estos fluidos hidrotermales, que favorecen
los procesos de interacción agua-roca y dan lugar al ataque ácido y lixiviación de las rocas
circundantes.
Estas características fisico-químicas adquiridas por los fluidos del sistema
volcánico-hidrotermal, son transmitidas al resto del sistema hidrológico asociado, ya que
las vertientes ácidas luego de un corto recorrido unen sus cauces para formar el río Agrio
superior que desagua en el lago Caviahue, y este a su vez desagua a través del río Agrio
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
172
inferior. Las aguas de deshielo tributarios del sistema, solo diluyen y enfrían sin generar
cambios significativos en la relación química, de esta manera las aguas del sistema
hidrológico asociado se mantienen como aguas ácidas SO4-Cl. Solo luego de casi 80 km de
recorrido, en la localidad de Loncopué, el río Agrio inferior ha sido suficientemente
diluido e interactuado con el sustrato para alcanzar la neutralidad y un cambio químico
importante (Tassi et al., 2007), por este motivo la muestra correspondiente a este punto no
está incluida dentro del mismo grupo que el resto del sistema, y se encuentra desplazada en
el diagrama (fig. 6.02) hacia las composiciones intermedias.
Por otro lado, el grupo (2) de aguas ácidas sulfatadas que involucra a todas las
Aguas Calentadas por Vapor de las distintas áreas geotermales, con excepción de las aguas
termales neutras del área Copahue, estarían enriquecidas en SO4 como consecuencia de
una importante pérdida de cloruros dentro del sistema hidrotermal profundo. Los procesos
que dan lugar a la formación de estas manifestaciones y sus características fisico-quimicas
involucran, además de los fluidos profundos de origen magmático y las aguas meteóricas
superficiales, el desarrollo de un importante ambiente hidrotermal subsuperficial que
participa de manera significativa en el control de las características de las manifestaciones.
Como se mencionó anteriormente, el potente acuífero hidrotermal corresponde al
reservorio geotérmico definido debajo de la mayor parte de las áreas de muestreo (JICA,
1992; Martini et al, 1997; Panarello, 2002; Mas, 2005).
Los bajos contenidos relativos de cloruros en las Aguas Calentadas por Vapor en
superficie, se deben a que el acuífero profundo absorbe casi completamente la mayor parte
de los gases magmáticos más solubles que alimentan el reservorio geotérmico. De esta
manera, los gases ácidos de origen magmático profundo altamente solubles como el HCl y
el HF se encuentran fuertemente empobrecidos en la composición gaseosa que alcanza la
superficie (ver capítulo 5), y por lo tanto se empobrece también en los cuerpos de agua
superficiales.
El enriquecimiento en SO4 se debe a que gran parte del H2S gaseoso que alcanza el
ambiente somero superficial, al entrar en contacto con las aguas meteóricas ricas en O2
disuelto se oxidan según la reacción:
H2S + 2 O2 SO4-2 + 2 H+ [6.1]
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
173
de esta manera el ácido sulfúrico formado se disocia en solución, liberando H+ y dando
lugar a la formación de las aguas con alta acidez y altos contenidos en SO42-.
El escape volátil diferenciado del H2S respecto a los otros gases ácidos, se
produciría durante la ebullición en ascenso de los fluidos hidrotermales profundos. Las
fallas de orientación NE (en Las Maquinitas, Termas de Copahue y Anfiteatro) y ESE (en
Chancho-Co y Las Máquinas) que controlan las depresiones y permeabilidad secundaria de
las áreas geotermales, facilitarían el ascenso y ebullición de los fluidos provenientes del
reservorio (Giggenbach, 1990). Este proceso asociado de ascenso y ebullición de los
fluidos fue identificado en los pozos de exploración y producción de la planta geotérmica
(JICA, 1992; Panarello, 2002) y mediante el análisis mineralógico y de inclusiones fluidas
de los perfiles de los mismos (Mas et al., 1996). La pérdida de Cl en las Aguas Calentadas
por Vapor en superficie indica que el Cl permanece disuelto en las aguas termales
profundas, mientras que los vapores desprendidos durante la ebullición subsuperficial
enriquecidos en H2S (entre otros gases más volátiles) son transferidos hacia las aguas
meteóricas oxigenadas someras-superficiales. Aunque estos vapores de ebullición se
encuentran mayormente enriquecidos en CO2, la formación de bicarbonato queda inhibida
aquí también por la alta acidez de estas aguas, como se explicó anteriormente.
Es importante destacar que el aporte de S para la formación de sulfato en superficie
en las áreas geotermales es la especie reducida H2S, a diferencia de las aguas ácidas del
ambiente volcánico-hidrotermal del volcán Copahue, donde el rápido ascenso de fluidos
(que caracteriza las zonas de conducto volcánico) podría favorecer, además, el arribo de la
especie oxidada magmática original SO2 al sistema hidrotermal somero sin llegar a
reducirse (aunque el importante efecto condensador que ejerce la laguna cratérica impide,
hasta el momento, determinarlo en forma directa).
En el caso particular de las áreas geotermales, el mayor tiempo de residencia y
circulación de los fluidos expone a una mayor interacción fluido-roca bajo las condiciones
reductoras típicas de ambientes hidrotermales. Esta situación favorece la reducción total de
los gases oxidados SO2 de origen magmático profundo hacia la especie H2S (Giggenbach,
1988) según la reacción [3.24] (ver capítulo 3). Esto es coherente con la ausencia de SO2 y
los importantes valores de H2S en la composición de las manifestaciones gaseosas de las
áreas geotermales. De la misma forma, el dominio ejercido por este ambiente hidrotermal
profundo en la composición de las aguas en superficie, es coherente con el fuerte control
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
174
hidrotermal identificado en la composición de las manifestaciones gaseosas de las
respectivas áreas geotermales (ver capítulo 5).
El grupo de aguas (3), como se puede observar en el diagrama (fig. 6.02), están
enriquecidas en HCO3 y corresponden a las aguas termales neutras que se encuentran en el
área Termas de Copahue. Los altos valores relativos de bicarbonato y temperaturas
sugieren que estas aguas meteóricas someras-superficiales estarían recibiendo el aporte de
un flujo caliente enriquecido en CO2 con una escasa o nula presencia de otros gases ácidos
más fuertes. Los mayores valores de conductividad (SC, ver Anexos Tablas B) de estas
soluciones comparadas con el resto de las aguas meteóricas neutras no termales, estarían
señalando que la escasa acidez que generaría la solubilización del CO2 (o una hipotética
escasa presencia de otros gases ácidos más fuertes) se habría neutralizado mediante
procesos de interacción agua-roca.
Aunque la zona de emisión de estas manifestaciones ha sido cubierta por
construcciones y modificada para su aprovechamiento, se encuentran en un nivel
topográficamente superior a la alineación de las manifestaciones sulfatadas de alta acidez
del área Termas de Copahue. Las aguas sulfatadas ácidas y emisiones gaseosas asociadas
se concentran alineadas con rumbo NE, en la parte central de la depresión del área que
posee el mismo rumbo. Esta alineación en la parte central de la depresión, representa la
zona de mayor permeabilidad y ascenso de los fluidos ácidos profundos provenientes del
reservorio geotérmico. Sin embargo, las aguas neutras bicarbonatadas se encuentran
desplazadas hacia el flanco S-SE. Este arreglo de las manifestaciones permite inferir que
las aguas meteóricas se recargarían en la parte superior del flanco S-SE, y que en su
trayectoria de descenso hacia la parte central de la depresión (donde se encuentra el flujo
ácido ascendente principal) son interceptadas y calentadas por un flujo caliente menor
enriquecido en CO2 desprendido del acuífero profundo y el flujo ácido central. Entonces, la
escasa o nula presencia de especies ácidas fuertes y/o la rápida neutralización de los fluidos
levemente ácidos mediante procesos de interacción agua-roca favorecería las condiciones
de neutralidad de las aguas que permiten la absorción del CO2 y enriquecimiento en HCO3
de acuerdo con la reacción:
CO2 + H2O HCO3- + H+ [6.2]
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
175
Si bien la hidrólisis CO2-HCO3 genera H+, la constante de acidez Ka= 6,3 de la
reacción indica que es favorecida en condiciones de pH cercanos a la neutralidad. Por el
mismo motivo, en presencia de soluciones de alta acidez la reacción se desplaza en forma
inversa favoreciéndose la liberación del CO2 en forma gaseosa (Stumm y Morgan, 1996).
Por otro lado, las Aguas de Deshielo correspondientes al río Hualcupén que se
ubican en el diagrama en el extremo del bicarbonato, son las que se encuentran más
aisladas con respecto al edificio volcánico y alejadas de la zona del reservorio geotérmico,
situándose por detrás de las paredes del borde Sur de la caldera (ver mapa, fig. 2.06). En
este caso, sus bajas temperaturas y sus muy bajos valores de conductividad (SC, ver
Anexos Tablas B) indican que la composición bicarbonatada se debe a que el aporte del
CO2 es solo de origen atmosférico, sin ningún tipo de influencia volcánica o hidrotermal.
El grupo de aguas (4) son aguas frías neutras con composiciones intermedias entre
los tres aniones principales que corresponden a las Aguas de Deshielo más la muestra del
río Agrio en la localidad de Loncopué. A diferencia de esta última muestra mencionada, las
Aguas de Deshielo se encuentran en el diagrama triangular (fig. 6.02) en posiciones
intermedias mayormente entre aguas del grupo (1) SO4-Cl y las del grupo (3) HCO3, no
representan aguas de mezcla entre las mencionadas. En efecto, no existe ningún tipo de
contacto con dichas manifestaciones. Sin embargo, puede reconocerse una tendencia
general a mayores contenidos relativos de SO4 con respecto al Cl, que estaría relacionada a
la interacción con la ceniza volcánica rica en S que se dispersa durante los eventos
eruptivos y se acumulada en los suelos de la zona. Esto es consistente con la composición
del material emitido durante las últimas erupciones freáticas (1992 y 1995) y
freatomagmáticas (2000), que involucró además del material juvenil, sílice y azufre
piroclástico (Delpino y Bermúdez; 1992,1995 y 2002). Por este motivo, puede observarse
en el diagrama que las aguas más cercanas al edificio volcánico, correspondientes a las
lagunas Las Mellizas y arroyo Pucón Mahuida, son las que se encuentran más desplazadas
hacia las composiciones sulfatadas y que presentan los mayores valores de conductividad
(SC, ver Anexos Tablas B) de las Aguas de Deshielo. En el caso particular de las lagunas
Las Mellizas, debe considerarse que se encuentran sobra la zona de mayor flujo térmico
(JICA, 1992; Mas et al, 2005), con los pozos geotérmicos COP-1 y COP-3 a sus orillas,
que podrían influir en su composición. En este sentido, como se mencionó arriba, las aguas
correspondientes a la laguna y el río Hualcupén se encuentran más aisladas con respecto al
edificio volcánico y el reservorio geotérmico, y de esta manera menos expuesto al contacto
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
176
con cenizas o aportes de origen hidrotermal, y por este motivo se encuentran fuera del
grupo (4) de composiciones intermedias debido a que solo tienen aporte de CO2 de origen
atmosférico, que les otorga el carácter bicarbonatado.
Es importante destacar, que los distintos tipos de aportes que controlan las
composiciones de las Aguas de Deshielo son despreciables para los altos valores de las
aguas ácidas, pero claramente significativos para las de deshielo.
Figura 6.03- Diagrama binario SO4-Cl para las aguas superficiales de la región, se indican los procesos de “dilución”, “adición de S” y “pérdida de Cl” que afectan a los distintos grupos de aguas. Referencias ver en fig. 6.01.
Por otro lado, las aguas neutras correspondientes al río Agrio inferior en la
localidad de Loncopué sí están controladas fuertemente por un proceso de mezcla. En este
caso los miembros extremos de la mezcla corresponderían a las aguas ácidas del grupo (1)
SO4-Cl del sistema Volcánico-Hidrológico y las aguas neutras de deshielo de los grupos
(3) y (4) representadas por el río Hualcupén y el río Trolope respectivamente, cuyas aguas
son tributarias al río Agrio inferior y diluyen al sistema ácido. Además, de esta forma se
favorecen los procesos de neutralización por interacción con fases sólidas silicáticas y
carbonáticas a mayores distancias de recorrido (ver mapa, fig. 2.06 y 7.01), esto es
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
177
consistente con los relativamente altos valores de conductividad de este punto con respecto
a otras aguas neutras (ver Anexos Tablas B).
El diagrama binario de la figura 6.03 permite observar con mayor detalle como los
distintos procesos, que controlan la composición de los diferentes grupos de aguas,
conducen a distintos valores en la relación SO4/Cl.
En el diagrama se puede reconocer a los dos grupos de aguas ácidas con tendencias
marcadamente diferenciadas: las aguas ácidas SO4-Cl del grupo (1) pertenecientes al
Sistema Volcánico-Hidrológico, se ubican siguiendo una línea de dilución con valores en
la relación SO4/Cl cercanos a la unidad que oscilan entre 1 y 9; mientras las aguas ácidas
SO4 del grupo (2) correspondientes a las Aguas Calentadas por Vapor de las áreas
geotermales, se agrupan con valores en la relación SO4/Cl claramente superiores de hasta
11120. Por otro lado, las aguas neutras de los grupos (3) y (4) presentan bajos valores en la
relación SO4/Cl de entre 3 y 12 pero con bajos contenidos de SO4 y Cl.
En el alineamiento de las aguas ácidas del grupo (1) se identifica claramente el
proceso de dilución que actúa a lo largo del Sistema Volcánico-Hidrológico, donde las
aguas que representan la cabecera del sistema (laguna Cratérica y Vertientes) presentan
además los mayores contenidos de SO4 y Cl de la región, que progresivamente disminuyen
hacia el río Agrio inferior manteniendo la relación. Estos altos contenidos aniónicos de las
aguas del volcán Copahue con valores de la relación SO4/Cl cercanos a la unidad, sugieren
que el ambiente volcánico-hidrotermal desarrollado en el interior del edificio actúa como
un condensador directo de los fluidos magmáticos profundos.
En el caso de las aguas ácidas sulfatadas del grupo (2), si bien presentan altos
valores en la relación SO4/Cl, los contenidos de SO4 de las Aguas Calentadas por Vapor de
las áreas geotermales en general no superan los del río Agrio, mientras que los contenidos
de Cl escasamente superan los de las aguas neutras. Este marcado empobrecimiento en Cl
es coherente con la presencia del potente acuífero profundo que representa el reservorio
geotérmico, que retiene los gases magmáticos profundos y en particular los más solubles
como el HCl, mientras que el enriquecimiento en SO4 se produciría por la separación
diferenciada del H2S desde las aguas hidrotermales por el proceso de ebullición en ascenso
y su posterior oxidación. En este sentido, también se puede observar a las aguas termales
neutras bicarbonatadas del grupo (3) ubicadas entre las Aguas de Deshielo del grupo (4), y
desplazadas horizontalmente en el contenido de SO4 con respecto a las aguas ácidas de la
misma área geotermal de Termas de Copahue (fig. 6.03). Esto es coherente con la hipótesis
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
178
de un origen meteórico común para estas aguas, que primero absorbe en sus aguas
meteóricas neutras el CO2 liberado desde el ambiente hidrotermal, para luego acidificarse y
enriquecerse en SO4 en la zona principal de ascenso de fluidos mediante la absorción de
los gases de H2S separados por ebullición.
Figura 6.04 - Diagrama ternario F-SO4/Cl-NH4 para las aguas superficiales de la region. Se indican los campos de “dominio hidrotremal” y “aportes de gases volcánicos”, y se señalan los procesos de “adición de F-“, “pérdida de Cl- y F-“ y “adición de NH4
+ “. Referencias ver en fig. 6.01.
La relación SO4/Cl ha resultado un eficiente parámetro para discriminar entre los
diferentes grupos de aguas termales ácidas y neutras que se encuentran en la región, e
inferir los procesos que podrían estar controlando su composición. La revisión detallada de
este parámetro con respecto a especies diagnóstico de sistemas volcánicos como el fluoruro
(F-) y sistemas hidrotermales como el amonio (NH4+), según el diagrama de la figura 6.04,
nos permite definir el tipo de ambiente que controla dichas composiciones.
En el diagrama se separan claramente las muestras cuya composición es controlada
por el ambiente volcánico de aquellas controladas por el ambiente hidrotermal: las aguas
ácidas del grupo (1) pertenecientes al Sistema Volcánico-Hidrológico, que presentan
menores valores en la relación SO4/Cl, se encuentran agrupados hacia el extremo del F
señalando el fuerte control del sistema volcánico sobre la composición; mientras que las
aguas de los grupos (2) y (3) correspondientes a las Aguas Calentadas por Vapor,
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
179
presentan mayores valores en la relación SO4/Cl y se ubican en el eje opuesto indicando
mayores valores relativos de NH4 característicos de sistemas controlados por ambientes
hidrotermales. Cabe destacar, que el amonio aparece como el catión dominante en gran
parte de las aguas de las áreas geotermales en estudio, superando incluso al Na.
Como se mencionó anteriormente, el F- proviene de la disociación en aguas del HF,
que es un gas volcánico ácido de origen magmático directo. Las aguas del grupo (1)
aumentan sus contenidos de F hacia la cabecera del sistema en las aguas del edificio del
volcán (laguna Cratérica y Vertientes), lo que es coherente con la hipótesis de que estas
aguas actúan como un condensador directo de los gases volcánicos-magmáticos.
Por otro lado, los compuestos reactivos de N más importantes en ambientes
naturales (NO3-, NO2
- y NH4+) tienen su origen en la descomposición de materia orgánica.
Particularmente en ambientes hidrotermales, las condiciones reductoras imperantes tienden
a reducir las especies de Nitrógeno oxidadas (NO3-, NO2
-) que pudieran existir a amonio
(NH4+) según reacciones como por ejemplo (Stetter, 2005):
4 H2 + HNO3 NH4++ OH- + 2 H2O [6.3]
Reacciones de reducción de nitrato (NO3-) a amonio como la [6.3] se ven
favorecidas principalmente por la presencia de H2 molecular que actúa como un importante
dador de electrones, sin embargo otras especies como el Sº, y sulfuros en especial de hierro
conducen a los mismos resultados (Drobner et al., 1990, Brandes et al., 2008). Todas estas
especies son características de sistemas geotermales con estrecha relación magmática, por
lo tanto la disponibilidad de materia orgánica sepultada favorecerá la formación de
importantes valores de NH4 que es fácilmente transportado en fase vapor. Por tal motivo, el
enriquecimiento en NH4 en las Aguas Calentadas por Vapor de las áreas geotermales, con
respecto a las aguas del Sistema Volcánico-Hidrológico, indica una importante presencia
de materia orgánica involucrada en la componente sedimentaria subsuperficial, y el fuerte
control reductor – hidrotermal en la zona de generación de estas especies, vinculado a los
altos valores de H2 e hidrocarburos livianos identificados para las muestras gaseosas de las
mismas áreas (ver capítulo 5).
El enriquecimiento de las Aguas Calentadas por Vapor en SO4 y NH4 provenientes
de especies transportadas en fase vapor, y el empobrecimiento en F y Cl altamente solubles
en fase acuosa, es coherente con la hipótesis del proceso de ebullición en ascenso, que
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
180
separa las especies más volátiles que alimentan la composición de las aguas someras en las
áreas geotermales, de aquellas altamente solubles que quedan retenidas en la fase líquida
en el sistema hidrotermal profundo.
El desplazamiento de las aguas pertenecientes al lago Caviahue hacia valores
relativamente enriquecidos en NH4 , estaría relacionada con los compuestos de nitrógeno
aportados por materia orgánica acumulada en el lago y su posterior reducción, favorecida
por los contenidos de S y la presencia de sulfuros de Fe en la zona anóxica (Gammons et
al., 2005).
Figura 6.05 - Diagrama ternario Mg-Ca-Na+K para las aguas superficiales de la región. Se señala procesos de “adición de Mg“. Referencias ver en fig. 6.01.
En el diagrama ternario de la figura 6.05 se puede observar la distribución de los
elementos formadores de roca (EFR) alcalinos y alcalino-térreos en los distintos tipos de
aguas.
Como ya se ha mencionado anteriormente, la mayor parte de los cationes que
enriquecen la fase líquida provienen de la roca hospedante y circundante a los fluidos
hidrotermales. Estas especies son liberadas mediante los procesos de interacción fluido-
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
181
roca, y una vez que son incorporadas a la fase líquida algunas permanecerán en ese estado
y otras precipitarán según se vayan modificando las condiciones del ambiente. Por lo tanto,
las concentraciones en aguas dependerán de la naturaleza de las rocas presentes y la
composición mineralógica primaria y secundaria asociadas.
En el diagrama de la figura 6.05 se pueden identificar dos características
composicionales diferenciadas. Las Aguas Calentadas por Vapor pertenecientes a las áreas
geotermales, se encuentran mayormente ubicadas contra el eje Ca-(Na+K) con una amplia
dispersión entre ambos extremos, con excepción de las aguas pertenecientes a las áreas de
Chancho-Co y Anfiteatro. Por otro lado, las aguas pertenecientes al Sistema Volcánico-
Hidrológico se ubican en el centro del diagrama, donde también se encuentran todas las
muestras pertenecientes a las áreas de Chancho-Co y Anfiteatro, indicando proporciones
similares entre los tres miembros extremos y por lo tanto un enriquecimiento en Mg con
respecto a las anteriores. Se destacan, que la mayor parte de las muestras pertenecientes a
la laguna Cratérica se ubican en la intersección entre ambos grupos. Las Aguas de
Deshielo se dispersan indistintamente entre los grupos señalados.
El desplazamiento de las composiciones catiónicas de las Aguas Calentadas por
Vapor hacia el eje Ca-(Na+K), responde a la alteración y lixiviación de las rocas del
entorno. Estas corresponden a andesitas y basandesitas de composición calcoalcalina
enriquecidas en potasio, con una mineralogía caracterizada por plagioclasa, olivina y
piroxeno (Mas et al., 1996; Vallés et al., 2004; Varekamp et al., 2006). El proceso de
interacción agua-roca es controlado por la alteración ácido sulfática dominante, que da
como resultado una mineralogía secundaria en la que predominan K y Ca, siendo la alunita
el mineral diagnóstico de este proceso. De esta manera, el enriquecimiento de estas aguas
en K y Ca se debe a que una vez liberados de la roca primaria quedan dentro del sistema,
precipitando como los minerales secundarios presentes característicos de este ambiente:
alunita [(K,Na)Al3(SO4)2(OH)], anhidrita y yeso [CaSO4/.2H2O] y jarosita
[(K,Na)Fe3(SO4)2(OH)] entre los más importantes.
Según Vallés et al (2004), la composición de los fangos que se encuentran en las
manifestaciones (productos directos de la alteración) se encuentra dominada por alunita de
la variedad K96Na4, acompañado por caolinitas y esmectitas y sílice residual (en sus formas
cristobalita, cuarzo y ópalo). Esto indica que el sistema favorece la retención del K por
sobre el Na que se pierde por lavado, relacionado con su mayor movilidad y persistencia a
permanecer en la fase líquida. Alejándose de las manifestaciones, donde la acidez
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
182
disminuye, se hacen más importantes los minerales secundarios jarosita (también en su
variedad potásica por sobre el Na), hematita y yeso y/o anhidrita (Mas et al., 1996),
favoreciendo la retención de Ca. De acuerdo con el arreglo mineral presente, las reacciones
que darían lugar a la formación de estas asociaciones podrían representarse mediante las
reacciones genéricas propuestas por Giggenbach (1997), para ambientes con pH menor a 3
y más cercanos a la neutralidad (reacciones [3.8] y [3.9], respectivamente) según se
plantearon en el marco teórico (ver capítulo 3).
Por otro lado, el Mg liberado de la roca por ataque ácido a olivinas y piroxenos no
precipita formando minerales secundarios en las condiciones de acidez y temperatura de
estos ambientes (Varekamp et al., 2009). Por este motivo no se han reconocido minerales
secundarios portadores de Mg en las áreas geotermales, debido a que permanece en
solución y se pierde por lavado. De esta manera, el permanente lixiviado al que estas rocas
han estado expuestas, ha llevado al empobrecimiento gradual en Mg en las áreas
geotermales, que se transmite a la fase líquida y se reconoce en la composición de las
Aguas Calentadas por Vapor.
En el caso de las aguas del Sistema Volcánico-Hidrológico, las composiciones
intermedias entre los tres miembros extremos del diagrama de la figura 6.05 responde a la
ataque ácido y lixiviado de la roca basandesítica que conforma el edificio volcánico,
compuesta principalmente por los minerales primarios olivina, clinopiroxenos y
plagioclasa (Delpino y Bermúdez, 2002; Varekamp et al, 2006). De esta forma, los
cationes alcalinos y alcalino-térreos son liberados proporcionalmente de la roca
involucrada en el ambiente volcánico-hidrotermal desarrollado en el interior del edificio
del volcán Copahue, y esa composición relativa es transmitida al resto del sistema aguas
abajo. El enriquecimiento relativo en Mg de estas aguas con respecto a las Aguas
Calentadas por Vapor responde a dos cuestiones: 1) las rocas del edificio volcánico
presentan mayores contenidos de minerales máficos portadores de Mg (olivina y
clinopiroxeno), y 2) las rocas del edificio son periódicamente rejuvenecidas por procesos
intrusivos y eventos eruptivos que alimentan el sistema volcánico-hidrotermal. Estas dos
situaciones evitan, en el edificio volcánico, el empobrecimiento relativo que afecta las
rocas lixiviadas de las áreas geotermales y las aguas de sus manifestaciones.
El desplazamiento relativo de las muestras correspondientes a la laguna Cratérica
con respecto a las Vertientes, hacia la intersección entre ambos grupos, podría estar
relacionado a la circulación limitada dentro del cráter de las aguas. De esta forma, las rocas
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
183
del cráter que están en contacto permanente con las aguas ácidas acusan un rápido
empobrecimiento en Mg entre un evento eruptivo y otro, que es lavado por dilución e
infiltración. Esto sugiere que el Mg podría ser un buen indicador de rejuvenecimiento del
sistema, y por lo tanto indicador de inyección de magma fresco hacia ambientes someros-
superficiales. Por este motivo, las concentraciones de Mg con respecto a otras especies
como el Cl (relación Mg/Cl), son parámetros considerados en los trabajos de monitoreo
geoquímico de volcanes activos (Christenson y Wood, 1993; Giggenbach, 1997; Delmelle
y Bernard, 2000; Kempter y Rowe, 2000). Esto último se analiza con mayor detalle en el
capítulo 7.
La composición de las Aguas Calentadas por Vapor del área geotermal Chancho-
Co presenta contenidos relativos intermedios, ubicándose en el diagrama (fig. 6.05) entre
las aguas del Sistema Volcánico-Hidrológico. En este caso particular, esto respondería a
que las manifestaciones se encuentran sobre el flanco Norte del edificio volcánico, y por lo
tanto las rocas a partir de las cuales se producen los procesos de lixiviación presentan gran
similitud con las involucradas en el ambiente volcánico-hidrotermal del interior del
edificio. Además, no debería descartarse la posibilidad de que esta área pudiera estar
alimentada por fluidos profundos similares a los que alimentan el conducto principal del
volcán. En este caso, es importante considerar que en el edificio volcánico la alteración
ácida domina la interacción fluido-roca desde niveles profundos, ya que el rápido ascenso
de los fluidos impide la reducción de los mismos manteniendo las condiciones oxidantes
originales y por lo tanto la acidez; a diferencia de las áreas geotermales donde los fluidos
reducidos comienzan con la alteración ácida solo cuando se oxidan en ambientes someros.
De esta manera, teniendo en cuenta la falla profunda (N55°O) que controla el valle de
Chancho-Co y los altos flujos térmicos al norte del edificio (JICA, 1992; Mas et al., 2000),
y los lineamiento que controlan los derrames de lava fisurales sobre el mismo flanco norte
del volcán (fig. 2.06), es posible considerar alguna conexión con el sistema profundo que
alimenta el conducto volcánico. Esta hipótesis es coherente con los mayores valores en la
relación H2S/CO2 y los menores valores en la relación 3He/4He en las manifestaciones
gaseosas de esta área con respecto al resto de las áreas geotermales, que indican un mayor
flujo ácido y un mayor proceso de interacción y asimilación cortical (ver Capítulo 5).
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
184
6.2.2.- Análisis de la composición isotópica de las aguas superficiales
Para el análisis de la composición isotópica de las aguas es importante considerar
que no existe correlación entre la composición isotópica de las aguas meteóricas de
precipitación y recarga con el efecto altitud. Panarello et al (1988) atribuye esta situación a
que la precipitación es fundamentalmente nival, y genera una incertidumbre importante
con respecto a la zona de captación. Además, el origen en el océano Pacífico produce la
mayor precipitación en el lado chileno de la Cordillera de los Andes, generando en el
remanente un empobrecimiento isotópico de las masas de vapor que avanzan hacia el este
con el descenso de la altitud.
De esta manera, los procesos que controlan la composición isotópica de las aguas
de la región involucran evaporación, interacción agua-roca y mezcla entre componentes
meteóricas y magmáticas en distintos grados para los diferentes sistemas, en acuerdo con
lo planteado por Panarello (1988 y 2002), Varekamp et al (2004) y Caselli et al (2006). La
influencia de los distintos procesos en los distintos tipos de aguas se identifican a partir de
los diagramas binarios de las figuras 6.06 y 6.07.
En el diagrama binario δ18O - δ2H de la figura 6.06 se indican como referencias la
Recta de Aguas Meteóricas (RAM) promedio mundial, definida por Craig (1961) según la
ecuación:
δ2H ‰ = 8 * δ18O ‰ + 10 ‰ [6.4]
y el campo que corresponde a las aguas magmáticas tipo andesíticas (Aguas Andesíticas)
definido por Tarán et al (1989) y Giggenbach (1992) con valores de δ2H y δ18O de −20‰
±10 y +10 ± 3‰ respectivamente.
Las aguas evolucionan en su composición isotópica, siguiendo distintos
procesos, a partir de la intersección con la RAM que define los valores estimados de la
composición de las aguas meteóricas de recarga. De acuerdo con esto se puede determinar
un valor aproximado para la región de δ2H de −85‰ ± 5 y δ18O de −12‰ ± 1, muy similar
al definido por Panarello (2002) de δ2H de −80‰ ± 5 y δ18O de −11,2‰ ± 0,5.
En el diagrama de la figura 6.06 se observa que la zona de intersección se encuentra
dominada principalmente por las Aguas de Deshielo y las aguas bicarbonatadas neutras de
las Termas de Copahue. Esto es consistente con los bajos valores de Cl y δ18O que se
observan en la figura 6.07, donde definen el intervalo correspondiente al dominio de las
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
185
aguas meteóricas de la región. En el caso de las Aguas de Deshielo es coherente con el
origen a partir de precipitaciones y en especial nieve fundida. Para el caso de las aguas
bicarbonatadas neutras, la ubicación sobre la RAM junto con las Aguas de Deshielo es
consistente con la hipótesis de infiltración y descarga de aguas meteóricas en el flanco sur-
este de la depresión con cortos tiempo de residencia, sin alcanzar a entrar en contacto con
el flujo ácido ascendente principal, y por lo tanto sin que ningún proceso altere de manera
significativa su composición química e isotópica.
Figura 6.06 - Diagrama binario δ18O - δ2H para las aguas superficiales de la región. Se indican los campos de “Aguas Andesíticas”, y se señalan líneas de tendencia correspondientes a la “Recta de Aguas Meteóricas“, “línea SVH”,“línea ACV“ y “Shift δ18O“. Referencias ver en fig. 6.01.
En el diagrama binario δ18O - δ2H de la figura 6.06, las aguas ácidas pertenecientes
al Sistema Volcánico-Hidrológico y las restantes Aguas Calentadas por Vapor de las áreas
geotermales, se ubican con una amplia dispersión entre las aguas neutras y el campo de
Aguas Andesíticas. De esta manera, si se analizan las muestras de ambos sistemas en
forma conjunta la correlación es baja y no permite diferenciar los procesos dominantes. Sin
embargo, analizando en forma independiente, las aguas del Sistema Volcánico-Hidrológico
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
186
se alinean con una muy buena correlación (coeficiente de correlación R2=0,9847) según la
línea SVH:
δ2H ‰ = 4,2 * δ18O ‰ - 38,6 ‰ [6.5]
De acuerdo con la ecuación de la línea SVH [6.5], se determinaron los distintos
grados de contribución magmática para las distintas muestras involucradas en la mezcla.
Para las muestras de la Laguna Cratérica se obtuvieron valores de 35 a 51 % de
contribución magmática, para las Vertientes valores entre 35 y 55 %, mientras que para las
muestras del río Agrio no se identificaron contribuciones magmáticas superiores a 8%.
Si esto se contrasta con el diagrama binario δ18O – Cl de la figura 6.07, se observa
que las muestras del SVH se ajustan muy bien a la línea de mezcla que une el dominio de
las aguas meteóricas con el campo de Aguas Andesíticas definido por Giggenbach (1992),
siguiendo un claro tren de dilución desde las aguas más enriquecidas del cráter y las
vertientes, hacia el río Agrio y lago Caviahue empobrecidas por dilución con los
tributarios. Esto indica que el proceso dominante que controla la composición isotópica del
SVH es el proceso de mezcla aguas meteóricas-magmáticas, cuya expresión sería la
ecuación de la línea SHV [6.5]. Sin embargo, se asume que existirían procesos
subordinados de evaporación e interacción agua-roca en las aguas del cráter y las
vertientes. Debido a los mayores porcentajes de contribución magmática en las vertientes y
a las características del sistema, se considera que los procesos secundarios de evaporación
y dilución afectan de forma más significativa la composición de las aguas del cráter que en
las vertientes debido a la mayor superficie de exposición, y por lo tanto las vertientes
serían más representativas del sistema hidrotermal que se desarrolla en el interior del
edificio volcánico.
Por otro lado, la mayor dispersión de las Aguas Calentadas por Vapor ácidas en el
diagrama δ18O - δ2H de la (fig. 6.06) sugiere una combinación de procesos actuantes que
no implican mezclas con aguas magmáticas. Esta dispersión logra su mejor ajuste cuando
se discriminan las muestras desplazadas hacia valores positivos de δ18O (shift δ18O), ya que
este desplazamiento indica un marcado enriquecimiento en δ18O favorecido por un proceso
alternativo. De esta manera, las Aguas Calentadas por Vapor se alinean en el mejor ajuste
(coeficiente de correlación R2=0,9319) según la línea ACV:
δ2H ‰ = 3,6 * δ18O ‰ - 43,7 ‰ [6.6]
CAPÍTULO 6. ANÁLISIS DE LA FASE LÍQUIDA MARIANO R. AGUSTO
187
Figura 6.07- Diagrama binario δ18O - Cl para las aguas superficiales de la región. Se indican los campos de “Aguas Andesíticas” y “dominio de aguas meteóricas”, y “línea de mezcla” entre los mencionados campos. Se señalan procesos de “evaporación” e “interacción agua-roca“. Referencias ver en fig. 6.01.
La línea ACV [6.6] es bastante similar a la línea SVH y por proyección podría
interpretarse como un proceso de mezcla con aguas magmáticas también, sin embargo
cuando se contrasta con el diagrama δ18O – Cl de la figura 6.07, se observa que las
muestras ACV no guardan ninguna relación con la línea de mezcla al campo de Aguas
Andesíticas. Todas las muestras ACV se encuentran empobrecidas en Cl, con valores en la
concentración de Cl en el orden del dominio de las aguas meteóricas, en forma coherente
con lo observado en la figura 6.02. Esto indica que la composición isotópica de las ACV
estaría controlada fundamentalmente por procesos de evaporación, y que el mayor
desplazamiento en δ18O en algunas muestras de las áreas geotermales de Chancho-Co, Las
Máquinas y Termas de Copahue sugiere un enriquecimiento por procesos asociados de
interacción agua-roca.
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
188
ツAパÍフブネバ ジ.
SEGUIMIENTO DEL SISTEMA
VOLCANICO
テワ ユロ ヱンユヴユワヵユ ヤモヱíヵヶロヰ ヴユ ュユヵモロロモ ユロ ヵンモャモルヰ ュユ ヴユヨヶリヮリユワヵヰ ンユモロリコ゚モュヰ ユワ
ロモヴ モヨヶモヴ ュユロ ピプド, ヤヰワ ロモ リワヵユワヤリóワ ュユ モヱヰンヵモン リワョヰンヮモヤリóワ ヱモンモ
ュユヵユンヮリワモン ヶワ ヱモヵンóワ ュユ ヤヰヮヱヰンヵモヮリユワヵヰ, ヲヶユ ヱヶユュモ ヴユン ヶヵリロリコ゚ado como
ロíワユモ ュユ ャモヴユ ヱモンモ ロモ モヱロリヤモヤリóワ ユワ ョヶヵヶンヰヴ ヵンモャモルヰヴ ュユ ヮヰワリヵヰンユヰ
ヨユヰヲヶíヮリヤヰ ュユロ カ゚ヰロヤáワ ツヰヱモラヶユ.
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
189
De acuerdo con lo obtenido a partir del tratamiento de la composición química e
isotópica de los fluidos, tanto en fase líquida como gaseosa, de los distintos ambientes con
manifestaciones fluidas del Complejo Volcánico Copahue-Caviahue, se identifica a las aguas
pertenecientes al Sistema Volcánico-Hidrológico como la fuente más efectiva para la
realización de un trabajo de seguimiento geoquímico de la actividad del volcán Copahue. Las
aguas del SVH son la expresión superficial del ambiente volcánico hidrotermal que se
desarrolla por debajo del cráter, en el interior del edificio. En función de las características
determinadas, especialmente en las aguas del cráter y las vertientes, se reconoce que este
ambiente volcánico hidrotermal subcratérico es un condensador directo de la permanente
emisión de fluidos provenientes del ambiente magmático que alimenta la actividad del volcán
Copahue. De esta manera, las variaciones que pudieran producirse por perturbaciones del
ambiente magmático alimentador, son registradas por el ambiente volcánico hidrotermal
subcratérico y directamente transmitidas a las aguas en superficie.
Contrariamente, el resto de las manifestaciones fluidas de la región, particularmente
las ACV y las emisiones gaseosas de las áreas geotermales, son mucho menos sensibles a
registrar variaciones del sistema magmático, debido al potente ambiente hidrotermal que
involucra acuíferos y el reservorio geotérmico por debajo de las mencionadas áreas, que actúa
como un efectivo filtro para las señales de variaciones en el ambiente magmático,
aumentando el tiempo de residencia y circulación de los fluidos profundos y exponiéndolos a
mayores procesos y modificaciones que enmascaran la composición original. Como se
observara en el tratamiento que se realizó a la composición de la fase gaseosa, solo la relación
entre los gases no reactivos e inertes como el N2 y el He (y sus isótopos) respectivamente,
mostró importantes variaciones que podrían resultar efectivas para registrar perturbaciones del
sistema magmático (ver capítulo 5), seguramente favorecidas por las características de baja o
nula reactividad y solubilidad de estas especies. Sin embargo, el tiempo y costo que
involucran las técnicas y metodologías de toma de muestras y fundamentalmente de análisis
de estas especies (ver capítulo 4), hace que sea poco factible considerarlas para un trabajo de
seguimiento y monitoreo que implica la obtención del dato con significativa frecuencia y
rapidez.
En este último sentido, las aguas del SVH además de ser más sensibles a las
variaciones de origen profundo, también son mas adecuadas para el seguimiento y posterior
aplicación a trabajos de monitoreo debido a la mayor factibilidad para la obtención de una alta
frecuencia de muestreo y la obtención del dato con rapidez. Como se mencionó anteriormente,
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
190
las aguas del SVH son más sensibles a los cambios en las características del flujo alimentador
del volcán, en respuesta a perturbaciones del ambiente magmático, que se reconocen a partir
de las variaciones en las características fisicoquímicas de las aguas superficiales del edificio
volcánico, y que son efectivamente trasladadas al río Agrio a través de las vertientes.
Asimismo, el río Agrio superior a su paso por la localidad de Caviahue (menos de 1000
metros del centro de la localidad) ha realizado un trayecto relativamente corto desde su
nacimiento en las vertientes ácidas del volcán (8 km aproximadamente), es fácilmente
accesible durante todo el año (incluso en invierno) y sus aguas acarrean información
composicional desde el volcán que solo ha sido diluida sin modificaciones significativas (ver
capítulo 6). De esta manera, se pueden obtener muestras de aguas con la frecuencia que se
considere necesaria, y obtener composiciones provenientes del edificio volcánico a partir de
las principales especies (mayoritarias) con relativa rapidez.
De acuerdo con lo planteado, en el presente capítulo se detalla el trabajo de
seguimiento realizado en las aguas del SVH, con la intención de aportar información para
determinar un patrón de comportamiento, que pueda ser utilizado como línea de base para la
aplicación en futuros trabajos de monitoreo geoquímico del volcán Copahue, contribuyendo
así con información que requiere una comunidad para la seguridad de una población que vive
en las inmediaciones de un volcán activo.
7.1 - Evolución de la composición de las aguas a lo largo del SVH
El Sistema Volcánico-Hidrológico del volcán Copahue, como se definió
anteriormente, se encuentra constituido por la laguna cratérica, las vertientes ácidas que
emanan del flanco este del volcán, el río Agrio superior que se forma a partir de la
confluencia de las vertientes ácidas y desemboca en el lago Caviahue, y el río Agrio inferior
que es el único efluente del lago Caviahue (fig 7.01).
La laguna cratérica se encuentra alojada en el interior del actual cráter activo del
edificio volcánico, ubicado en el extremo este de la cima del mismo. Las aguas de la laguna
corresponden a una salmuera hiperácida, con valores de pH menores a 1, salinidad cercana a
los 50000 mg/l y temperaturas que varían habitualmente entre 21º y 54º C, mientras la
temperatura ambiente media anual es de -2° C aproximadamente. Las altas temperaturas con
respecto a la media ambiental, junto con los altos valores de salinidad y acidez, indican que la
laguna del cráter se encuentra permanentemente alimentada por un flujo ácido de alta
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
191
temperatura. Como se observó en el análisis y caracterización de las aguas (ver capítulo 6),
este flujo ácido proviene del ambiente volcánico-hidrotermal que se desarrolla en el interior
del edificio volcánico, y la conexión se produciría a través de un sistema de fracturas que
probablemente se encuentre en la línea del conducto principal que conecta el sistema
volcánico hidrotermal somero con el sistema magmático profundo. Sin embargo, la
alimentación proveniente del ambiente volcánico hidrotermal se ve fuertemente modificada
en la laguna cratérica, tanto por el aporte de aguas de origen meteórico (precipitaciones más
fusión del glaciar que cubre la cima) como por procesos de evaporación, como consecuencia
de la alta superficie de exposición al medio ambiente.
Figura 7.01 - Recorrido del Sistema Volcánico – Hidrológico y tributarios. Se indican los puntos de muestreo.
Por otro lado, las vertientes que emanan del flanco este del edificio volcánico, también
presentan aguas con muy alta acidez y salinidad, pero con temperaturas de emisión que
superan los 80° C. Del mismo modo, en el análisis y caracterización de las aguas (ver capítulo
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
192
6), éstas aguas también se definieron como provenientes del ambiente volcánico hidrotermal
desarrollado en el interior del edificio volcánico. Sin embargo, al estar menos expuestas al
aporte de aguas meteóricas y procesos de evaporación, su composición en el punto de emisión
sería más representativa del ambiente volcánico hidrotermal, y por lo tanto no deben ser
consideradas como una simple pérdida-desagüe de la laguna cratérica.
Aguas abajo, las vertientes convergen para formar las nacientes del río Agrio
(superior) que a 12 km de su origen ingresa en el lago Caviahue. El único efluente del lago
Caviahue es el río Agrio (inferior), que luego de 250 km descarga sus aguas en el río
Neuquén.
El río Agrio superior, desde su fuente hasta el ingreso al lago Caviahue, muestra un
importante descenso en la salinidad (conductividad eléctrica SC, de 284 a 1,05 mS/cm),
debido al ingreso de varios tributarios menores provenientes de aguas de deshielo y la
descarga freática, mientras que el incremento de pH va solo desde 1,5 a 2,7. Un ejemplo
significativo de las características de los cursos tributarios que aportan al río Agrio superior es
el arroyo Pucón Mahuida (pH=6,3 y SC=0,03 mS/cm).
El lago Caviahue, presenta rasgos físicos y químicos homogéneos (pH=3,1 y SC=1,06
mS/cm) incluso a diferentes profundidades (Tassi et al., 2007). El lago recibe además cursos
provenientes de aguas de deshielo, como por ejemplo el río Dulce (pH=6,7 y SC=0,01
mS/cm), sin embargo cabe destacar que el lago forma parte del sistema sin modificar de una
manera significativa la tendencia de aumento del pH y disminución de la conductividad.
El río Agrio inferior es progresivamente diluido desde su salida del lago Caviahue
(SC=1,05 mS/cm) por sus principales tributarios, los ríos Trolope, Ñorquín y Hualcupen,
aunque sus valores de pH se mantienen constantes (3,48 a 3,74) hasta la confluencia con el río
Ñorquin, aproximadamente 40 km aguas abajo del lago Caviahue. A partir de este punto el pH
comienza a aumentar en forma mucho más sensible y en la localidad de Loncopué presenta un
valor de 6,72.
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
193
Punto de muestreo Localidad T°C pH SC (mS/cm)
Cr (*) Laguna del Cráter – vn. Copahue 39 1.68 9.5
V (*) Vertientes (V1 y V2) 20 2.3 21.2
1 Río Agrio - Cascada Estación Ski 3.8 1.97 12.64
2 Río Agrio - Estación Ski 3.7 2.30 7.28
3 Río Agrio - confluencia Pucón 5.8 2.42 4.56
PM arroyo Pucón Mahuida (tributario) 4.7 6.27 0.03
4 Río Agrio - Estación Sísmica 2.7 2.56 2.70
5 Río Agrio - puente Caviahue 4.2 2.52 2.43
6 Río Agrio - ingreso a lago Caviahue 4.0 2.72 1.97
LM (*) Lagunas Las Mellizas 1 6.1 0.29
RD Río Dulce (tributario) 4.0 6.65 0.01
7 Lago Caviahue - costa oeste 9.3 3.11 1.17
8 Lago Caviahue - costa sureste 10.1 3.25 0.93
9 Lago Caviahue - costa norte 6.5 3.03 1.06
10 Río Agrio Puente noreste 10.2 3.12 1.05
RT Río Trolope (tributario) 11.0 6.20 0.03
11 Río Agrio - Salto del Agrio 12.0 3.48 0.38
12 Río Agrio Puerta de Trolope 12.6 3.63 0.33
13 Río Agrio - confluencia río Ñorquín 12.8 3.74 0.24
RH Río Hualcupén (tributario) 11.5 7.02 0.01
14 Río Agrio - localidad de Loncopué 14.2 6.72 0.11
Tabla 7.1 - Sitios de muestreo y parámetros medidos “in situ” (Temperatura (TºC), pH y Conductividad (SC en mS/cm) en el río Agrio desde sus nacientes hasta la localidad de Loncopué. El muestreo fue realizado durante una jornada en el término de 5 horas y corresponde al set de muestras de noviembre de 2006, excepto los indicados (*) ver Anexos Tablas B.
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
194
En la tabla 7.1 se muestran los valores correspondientes a la evolución del pH y
conductividad eléctrica (SC) del río Agrio desde sus nacientes hasta la localidad de Loncopué.
En la figura 7.02, se observa claramente la disminución de la conductividad (SC) y el
aumento del pH a lo largo del recorrido del río hasta la localidad de Loncopué donde presenta
valores cercanos a 7.
0
2
4
6
8
10
12
0
2
4
6
8
10
12
14
0 3 6 9 12 15
pH
Con
duct
ivid
ad (
mS
/cm
2 )
Puntos de Muestreo
Río Agrio - Lago Caviahue
Cond.
pH
Figura 7.02 - Variación de la Conductividad y el pH en el recorrido del sistema Río Agrio – Lago Caviahue hasta la localidad de Loncopué. Ver Puntos de Muestreo en Tabla 7.1.
Si bien el caudal de agua aportado por los tributarios al sistema es muy alto
comparado con el del río Agrio, su efecto de dilución sólo se puede apreciar de manera
significativa en el marcado descenso en la conductividad en el primer tramo del río (Río
Agrio superior). Mientras que el pH (<3) se ve afectado de manera mucho menos
pronunciada. De la misma forma, el río Agrio inferior mantiene su pH por debajo de 4 desde
que nace en el Lago Caviahue, hasta la zona ubicada entre la confluencia con el río Ñorquín y
la localidad de Loncopué donde alcanza valores cercanos a 7.
Es destacable la persistencia de los valores de pH relativamente bajos del río Agrio
(superior e inferior) a lo largo de decenas de km aguas abajo, aún cuando la salinidad
desciende en casi 4 ordenes de magnitud. Esto se debe a la muy baja alcalinidad y los muy
bajos contenidos de sólidos disueltos de los principales tributarios, impidiendo una eficiente
acción neutralizadora (Tassi et al., 2007). Luego del aporte del río Ñorquín el efecto de
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
195
dilución es suficientemente significativo, y de esta forma se favorecen los procesos de
neutralización por interacción con fases sólidas silicáticas y carbonáticas del material en
suspensión y el sustrato rocoso, esto está vinculado con los valores relativamente altos de
conductividad (SC=0,11 mS/cm) del río Agrio en la localidad de Loncopué con respecto a las
aguas neutras pertenecientes a los tributarios del sistema (Tabla 7.1).
7.2- Variaciones temporales de la composición de las aguas del sistema
A partir del año 2003 el grupo de investigación GESVA comienza a trabajar en el
estudio y seguimiento del volcán Copahue, inicialmente en las disciplinas de sismología
volcánica y geoquímica de fluidos y luego incorporando estudios de deformación (Caselli et
al., 2005; Agusto et al., 2007; Bengoa et al., 2008; Velez et al., 2010). De esta forma, desde
el punto de vista hidrogeoquímico se llevó a cabo un muestreo sistemático de las aguas del
sistema desde noviembre del 2003, siendo el río Agrio superior (en el punto “puente
Caviahue”, figura 7.01) el sitio con mayor frecuencia de muestreo debido a su accesibilidad y
estrecha relación con las aguas provenientes del edificio volcánico.
El río Agrio es el miembro más sensible del SVH a los cambios estacionales por su
mayor vinculación con las tasas de precipitaciones, mientras que las vertientes y el cráter
presentan características mucho menos dependientes de la estacionalidad, con temperaturas de
hasta 80 y 50 ºC respectivamente. Sin embargo, a mediados del 2004 se registró una anomalía
térmica (AT) en la laguna del cráter.
En mayo del 2004 el agua de la laguna del cráter había registrado temperaturas de
13,5º C, cuando su valor habitual se encuentra por encima de los 30ºC. La misma se
presentaba de color gris verdoso y turbio, con aureolas de azufre en la superficie. En julio del
mismo año, la laguna se congeló (80% de la superficie) y tomó un color turquesa, hecho que
ocurrió por primera vez según los pobladores de Caviahue. Al mes siguiente, el lago estaba
congelado en un 40% de su superficie y nuevamente presentaba su color gris verdoso
habitual, con manchas amarillas de azufre. Hacia fines del mismo año el cráter recuperó su
aspecto habitual, y para el año siguiente (2005) ya presentaba los valores de temperatura
habituales que hasta hoy se mantienen (fig. 7.03). Simultáneamente, durante este período de
anomalía térmica (AT) en la laguna del cráter, las vertientes mantuvieron temperaturas
relativamente altas sin acusar el marcado descenso de temperatura del cráter del edificio
volcánico.
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
196
Figura 7.03 - Fotos del cráter activo del volcán Copahue, donde se observa la evolución de la laguna cratérica durante los años 2004-2005 que involucra el periodo AT (mayo-agosto 2004).
El enfriamiento de la laguna cratérica no estuvo relacionado con condiciones
ambientales, ya que las condiciones climáticas de la zona durante el periodo de AT se
mantuvieron dentro de los valores habituales para la época y la región (AICRNLN, 2007,
Anexos Tabla C). Sin embargo, se puede considerar que la ocurrencia de la AT dentro del
periodo invernal habría favorecido el congelamiento en la parte superficial de la laguna por la
exposición a las temperaturas menores a 0° C del invierno cordillerano.
Este descenso de la temperatura de las aguas del cráter, indica que se habría producido
una disminución significativa parcial (o total?) del flujo térmico que alimenta la laguna
cratérica, señalando un comportamiento anómalo del sistema volcánico-hidrotermal que se
desarrolla en el interior del edificio volcánico.
En la figura 7.04 se puede observar a grandes rasgos, las variaciones composicionales
de las aguas de los distintos miembros del SVH más directamente involucrados con el edificio
volcánico (laguna Cratérica, Vertientes y río Agrio superior). En la figura se analizan las
variaciones de salinidad (mg/l) durante todo el periodo de muestreo, señalándose el intervalo
de AT . Se consideró a la salinidad como la sumatoria de los aniones y cationes mayoritarios
según la ecuación:
Salinidad (mg/l) = aniones (mg/l) + cationes (mg/l) [7.1]
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
197
donde los aniones mayoritarios considerados son SO42-, Cl- y F-; mientras que los cationes
mayoritarios considerados son alcalinos Na+ y K+, y alcalino térreos Ca2+ y Mg2+.
Figura 7.04 - Salinidad de las aguas de los distintos miembros que constituyen el SVH
En la figura 7.04 se puede reconocer para la Vertiente 1 (V1) y la laguna
cratérica (Cr ) los valores más bajos de salinidad antes y durante el intervalo AT ,
respectivamente, y posteriormente indicar una tendencia de ascenso. Contrariamente, la otra
vertiente (V2) presenta los mayores valores de salinidad de todo el periodo de muestreo
durante el intervalo AT . Esto sugiere que existiría una mayor asociación entre Cr y V1, y que
ambos se habrían afectado de manera más sensible a la disminución de flujo de alimentación.
El aumento simultaneo en la salinidad de V2, asociado a las altas temperaturas que
mantuvieron las vertientes en el intervalo AT , indica que no habría habido una caída del flujo
profundo que alimenta al sistema en general, ya que de ser así también se debería haber
acusado en V2. Es probable que los bajos valores en Cr y V1 se hayan debido a un descenso
en la permeabilidad en los conductos someros que alimenta estas manifestaciones (fig. 7.05).
Esta obstrucción parcial (o total?) de los conductos daría lugar a la disminución en el flujo de
ingreso que alimenta a la laguna cratérica y a la vertiente V1 (sin que necesariamente sean los
mismo), con los consecuentes bajos valores de salinidad y el descenso de la temperatura en la
laguna cratérica como consecuencia de la mayor exposición a las condiciones climáticas
0
2000
4000
6000
8000
10000
12000
14000
0
10000
20000
30000
40000
50000
60000
06/10/2003 01/08/2004 28/05/2005 24/03/200618/01/2007 14/11/2007 09/09/2008 06/07/2009
Sa
linid
ad
R A
gri
o (m
g/l)
Sa
linid
ad
Cr
-V
(m
g/l)
SVHCr
V 1
V 2
R. Agrio sup
aumento Cr y V1
etapa 1 - río Agrio etapa 2 - río Agrio
AT
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
198
imperantes en la zona. Por otro lado, los altos valores de salinidad en V2 indican que durante
el intervalo AT , el flujo de descarga volcánico-hidrotermal se habría canalizado a través del
sistema de fracturas que conforman el conducto que alimenta a V2.
Figura 7.05 - Esquema zonado del ambiente volcánico-hidrotermal que se desarrolla en el interior del edificio del volcán Copahue, que involucran las manifestaciones superficiales del Cráter y las Vertientes.
Con respecto al río Agrio, podemos identificar para una primera etapa del muestreo
una oscilación entre valores relativamente constantes, y una segunda etapa con valores de
salinidad marcadamente superiores en concordancia con los aumentos registrados en Cr y V1
(fig. 7.04). Esto indica que aunque ambas vertientes dan nacimiento y alimentan al río Agrio,
sus variaciones composicionales estarían controladas principalmente por V1. Cabe destacar
que durante la primera etapa el río Agrio presenta un patrón de comportamiento relativamente
constante alterado durante el intervalo AT .
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
199
Figura 7.06 – Variación de la salinidad, sumatoria de aniones y cationes (todos en mg/l), con respecto a la escala temporal para la laguna del cráter. Se señala período AT.
Si se observa en forma independiente las variaciones en la concentración de los grupos
iónicos, se puede identificar una excelente correlación entre las variaciones de salinidad y el
grupo de los aniones mientras que con el grupo de los cationes la correlación es ligeramente
menor (fig. 7.06, 7.07 y 7.08). Esta correlación diferenciada indica que el grupo aniónico
ejerce un control preponderante en la composición de las aguas con respecto al grupo
catiónico. Considerando el origen de los grupos iónicos, se puede señalar que la composición
del sistema es controlada de manera mucho más efectiva por el flujo de origen profundo
enriquecido en volátiles magmáticos (aniones) que por los productos de la interacción fluido-
roca en el conducto y ambiente volcánico-hidrotermal somero (cationes).
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
200
Figura 7.07 - Variación de la salinidad, sumatoria de aniones y cationes (todos en mg/l), con respecto
a la escala temporal para las vertientes. Se señala período AT.
Las diferencias de correlación entre los grupos iónicos y la salinidad pueden
reconocerse también en los distintos miembros del SVH para el intervalo AT . Esto es
particularmente notable en los casos V1 y río Agrio (fig. 7.07 y 7.08, respectivamente), donde
se puede observar que la variación de los cationes no ajusta con la de los aniones y salinidad
durante dicho intervalo.
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
201
Figura 7.08 - Variación de la salinidad, sumatoria de aniones y cationes (todos en mg/l), con
respecto a la escala temporal para el río Agrio. Se señala período AT.
En la figura 7.08 se puede identificar una buena correlación entre ambas especies
iónicas durante todo el periodo de seguimiento, con excepción del intervalo AT. Como se
señaló anteriormente, se pueden reconocer dos etapas con valores de salinidad marcadamente
distintos. Sin embargo, se destaca que en ambas etapas y durante todo el periodo, la curva de
variación temporal responde a un patrón de estacionalidad. Esto implica picos positivos de
salinidad durante el periodo seco (diciembre-abril), concentraciones en descenso durante el
periodo de mayores precipitaciones de nieve (abril-octubre) y picos negativos durante el
periodo de fusión del manto de nieve acumulado (octubre-diciembre). Durante la primera
etapa de seguimiento, las variaciones responden al patrón estacional con valores de salinidad
inferiores a 4000 mg/l; mientras que en la segunda etapa las variaciones también responden al
patrón estacional pero sin anomalías, con buena correlación incluso en cationes, y valores de
salinidad claramente mayores que superan los 9000 mg/l, en concordancia con los aumentos
registrados en Cr y V1 como se mencionó anteriormente.
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
202
El análisis de los grupos iónicos en relación con las especies de origen magmático
permite la identificación de variaciones filtrando los efectos de estacionalidad y dilución por
precipitaciones, además son considerados como indicadores de perturbaciones en el sistema
magmático y cambios en el proceso de interacción agua-roca (Giggenbach y Glover, 1975;
Rowe et al., 1992; Christenson y Wood, 1993; Delmelle y Bernard, 1994).
En la figura 7.09 (a) se identifica un pico negativo durante el intervalo AT para todos
los miembros del SVH, indicando un aumento relativo de SO4 con respecto al resto de los
aniones en las aguas de todo el sistema. Luego del intervalo se producen picos positivos y
posteriormente se estabiliza todo el sistema en valores de la relación que oscilan entre 1,3 y
1,4. Los picos positivos posteriores al intervalo indican un aumento relativo de los restantes
aniones significativos (Cl y F). Esta alternancia de picos señala que durante el momento de la
anomalía del sistema, se produce inicialmente un enriquecimiento SO4 y posteriormente en Cl
y F.
Figura 7.09 – Variaciones temporales en las relaciones (a) Anión/SO4 y (b) Catión/SO4 para los distintos miembros del SVH (Cr, V1 y V2, río Agrio). Se señala período AT.
a
b
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
203
El ordenamiento de enriquecimientos de las especies de origen magmático (aniones),
es coherente con el orden de desgasado de estas especies desde un fundido (fig. 3.01) como
así también desde un fluido desgasificado en ascenso (Martini, 1993; Giggenbach, 1996), y ha
sido identificado en otros ambientes volcánicos como un indicador de inyección de magma
fresco en el sistema (Martini, 1993, Stix y Gaonac`h, 2000). En este sentido, durante la última
y más importante erupción ocurrida en el volcán Copahue en el año 2000, se registro durante
el periodo eruptivo un aumento en la relación salinidad/Cl asociado fundamentalmente a un
marcado incremento en los valores relativos de SO4 respecto al Cl (Varekamp et al., 2009).
Con posterioridad al periodo eruptivo, los valores relativos tanto de Cl como F aumentan
paulatinamente con respecto al SO4, consistente con el tren de desgasado del nuevo magma
inyectado en el sistema. Sin embargo, durante el año 2004 la relación volvió a invertirse en
conjunto con un aumento de la salinidad.
De esta manera, se sugiere que el comportamiento anómalo del sistema durante el
intervalo AT , junto con el incremento en la concentración de SO4, habría estado asociado a
una perturbación del ambiente volcánico-hidrotermal somero alojado en el interior del edificio
volcánico, probablemente en respuesta al ascenso de un flujo de origen profundo,
consistentemente con lo observado en la composición de las aguas del periodo eruptivo del
año 2000.
En la figura 7.09 (b) se observan altos valores de la relación catión/SO4 previamente a
la anomalía y un marcado descenso durante el intervalo AT , tendiendo a estabilizarse hacia el
final del periodo de muestreo. Esto indica la existencia de una concentración relativamente
elevada de ERF disponibles en solución con respecto al SO4 antes de la anomalía, como
consecuencia del lixiviado de roca primaria, mientras que durante el intervalo AT se produce
un descenso relativo de estos valores como consecuencia del marcado aumento en SO4 para
este período. Este tipo de variaciones en estos sistemas están asociados a procesos de
saturación y precipitación de minerales secundarios, que involucran tanto al material lixiviado
como al proveniente desde ambientes profundos.
El arribo al ambiente hidrotermal somero de soluciones hiperconcentradas (salmueras)
y ácidas provenientes del ambiente profundo, favorecen el ataque y liberación de elementos
desde la roca primaria y la consecuente precipitación de especies minerales secundarias, de
acuerdo con las especies en solución disponibles y los cambios en las condiciones del
ambiente (presión, temperatura, pH, etc). Varekamp et al (2004) señala que el estado de
saturación de los fluidos del sistema se volvió mucho más complejo durante el periodo
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
204
eruptivo, con un mayor número de especies saturadas fundamentalmente de S y sílice. De
manera similar, se determinaron los índices de saturación de variedades de sílice, yeso y
azufre en las condiciones normales de la laguna cratérica (2005) y en las condiciones
anómalas de mayo y agosto de 2004. Para el período anómalo el cráter presentaba
sobresaturación en yeso, cuarzo, cristobalita y sílice amorfa, mientras que para cuando se
reestablecieron las condiciones normales en el 2005 solamente se evidenció saturación en
cuarzo y cristobalita (Fazio et al., 2008).
El aumento de S en el sistema junto con el incremento de las especies saturadas
durante el intervalo AT , permite suponer que la caída en el flujo de ingreso de alimentación a
la laguna, que llevó a los bajos valores de salinidad y enfriamiento del cráter, estarían
asociados a un descenso en la permeabilidad en la parte superior del sistema volcánico-
hidrotermal, como consecuencia del marcado aumento en la precipitación de fases minerales
secundarias en el sistema de microfracturas que conforman el conducto (fig. 7.05).
Este marcado aumento en las concentraciones de SO4 y en el estado de
sobresaturación del sistema, como se mencionó anteriormente, estaría asociado al arribo de un
flujo ácido hiperconcentrado de origen profundo al ambiente volcánico-hidrotermal somero,
de manera coherente con lo observado con el orden de desgasado identificado en la figura
7.09(a).
Durante la obturación de las microfracturas del sistema de alimentación, disminuiría el
efecto convectivo en la laguna cratérica evitando la homogenización térmica y composicional,
situación que tendería a generar una incipiente estratificación, con una parte inferior más
caliente (en contacto con el flujo hidrotermal) y una parte superior más fría (expuesta a las
bajas temperaturas ambientales). En condiciones de rigurosidad habituales del invierno
cordillerano, podría dar lugar a un congelamiento superficial como el señalado anteriormente
para el intervalo AT . Los efectos combinados de una menor remoción del material de fondo
por disminución del flujo, y la baja temperatura en la capa superior, resultan en un descenso
de solubilidad y material en suspensión (Delmelle y Bernard, 2000), evidenciado por los bajos
valores de salinidad registrados y las variaciones de color descriptas anteriormente para la
laguna cratérica en el intervalo AT .
La caída de la permeabilidad por obstrucción de microfracturas, resultaría en un
paulatino aumento de la presión, que alcanzando determinado valor produciría una
descompresión, liberando los conductos y reestableciendo las condiciones de desgasado. La
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
205
normalización del desgasado restablecería el mecanismo convectivo logrando nuevamente la
homogenización térmica y composicional, y de esta manera llevar a la laguna cratérica a su
aspecto habitual.
En este sentido, es posible considerar que este proceso de descenso de la
permeabilidad de la parte superior del sistema, por una obstrucción parcial o total del sistema
de fracturas (efecto sello), sea el que controle los eventos eruptivos freáticos del aparato
volcánico. Cuando la acumulación de presión del sistema volcánico-hidrotermal somero
alcanza determinado valor crítico, el proceso de descompresión se produciría de manera
violenta dando lugar a eventos eruptivos de tipo freáticos como los registrados durante la
década del 90.
Figura 7.10 - Dibujo del volcán Copahue durante la erupción de 1992, donde se muestra el desarrollo de un nuevo centro eruptivo (tomado de González Ferrán 1995).
Esta hipótesis es coherente con la composición del material piroclástico arrojado por el
volcán durante las erupciones freáticas de 1992 al 1995, cuyo material estaba compuesto
principalmente por S y sílice secundaria (Delpino y Bermúdez, 1993 y 1995). Además, la
explosión freática del año 1992 se produjo a través de un cráter menor generado fuera de los
límites del cráter activo principal que aloja a la laguna cratérica (González Ferrán, 1995),
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
206
señalando que el efecto sello en el sistema de microfracturas del conducto puede llegar a ser
lo suficientemente eficiente, como para que la liberación de presión se tenga que producir en
forma adyacente al conducto principal obturado.
Figura 7.11 - Variaciones temporales en las relaciones (a) Anión/Cl y (b) Catión/SO4 para los distintos miembros del SVH (Cr, V1 y V2, río Agrio). Se señala período AT.
La siguiente especie abundante de origen magmático después del SO4 es el Cl. La
observación detallada de las variaciones en las especies iónicas con respecto al Cl, muestra
valores relativamente estables de las relaciones aniones/Cl y cationes/Cl (fig. 7.11) para todos
los miembros del SVH, con excepción del intervalo AT que presenta pronunciados picos
positivos particularmente en las aguas correspondientes a las vertientes.
a
b
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
207
Los altos valores en la relación aniones/Cl durante el intervalo AT responden
fundamentalmente al importante aumento en las concentraciones de SO4 para el periodo de la
anomalía. Los bajos valores inmediatamente posteriores al intervalo están relacionados al
aumento en las concentraciones de Cl, de acuerdo con el tren de desgasado anteriormente
mencionado. Posteriormente, aunque los valores de salinidad aumentaron de manera notable
(fig. 7.04), la relación aniones/Cl se mantuvo relativamente constante con un leve y paulatino
aumento hacia el final del periodo de muestreo. Esto indica que el aumento de la salinidad
hacia el final del período se produce en forma proporcional entre estas especies; mientras que
durante el intervalo AT , el desproporcionado aumento en SO4 respecto a los restantes aniones
indica la participación de un flujo de origen profundo enriquecido en esta especie.
Por otro lado, los altos valores de la relación cationes/Cl durante el intervalo AT ,
indica la alta disponibilidad en solución de cationes (especies EFR) en las aguas del sistema,
como se ha mencionado anteriormente (fig. 7.06, 7.07 y 7.08) y consistente con la
sobresaturación mineral identificada para el sistema durante el periodo de la anomalía.
De esta forma, la variación de las especies iónicas con respecto al Cl durante el
intervalo AT , es consistente con la hipótesis del ingreso de fluidos de origen profundo en el
ambiente volcánico-hidrotermal somero y el aumento en la saturación mineral en el sistema
de fracturas que alimenta la parte superior del sistema.
Como se señaló anteriormente, el río Agrio es un sitio altamente indicado para la toma
de muestras en un trabajo de seguimiento y/o monitoreo, debido a su accesibilidad durante
todo el año (incluso el periodo invernal) y su estrecha relación con las aguas provenientes del
edificio volcánico. Por estos motivos, el río Agrio superior (en el sitio “puente Caviahue”,
figura 7.01) ha sido el miembro del SVH con mayor frecuencia de muestreo. Otro dato a
considerar es que el río Agrio es el miembro más sensible del SVH a los cambios estacionales
por su mayor exposición a los aportes de precipitaciones. La conducta estacional le confiere al
río Agrio un patrón de comportamiento predecible, a partir del cual observar rápidamente si se
produjera una variación significativa en el sistema volcánico que lo alimenta,
independientemente de las relaciones iónicas como se observó en las figuras (7.04 y 7.08), y a
partir de ello afinar la vigilancia en el edificio volcánico. Esta situación es particularmente
notable con la interferencia del intervalo AT en la etapa de comportamiento más regular del
río Agrio durante todo el periodo de muestreo.
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
208
0
5
10
15
20
25
30
35
40
45
0
50
100
150
200
250
300
28/06/03 14/01/04 01/08/04 17/02/05 05/09/05 24/03/06 10/10/06 28/04/07
mg
/l K
Cat
ion
es m
g/l
Rio Agrio
Na
Ca
Mg
Al
Fe
K
AT
Figura 7.12 - Variaciones temporales en las concentraciones (mg/l) de los distintos cationes
para las aguas del río Agrio. Se señala período AT.
Realizando una observación en detalle de la variación en las concentraciones de las
especies catiónicas más importantes (EFR) en la figura 7.12, podemos identificar un
comportamiento general que se ajusta a un patrón marcadamente estacional. Sin embargo,
puede reconocerse un comportamiento anómalo para algunas especies justamente durante el
intervalo AT, donde se observa particularmente al K, Mg y Al modificando el patrón
estacional, con valores relativamente mayores a los esperados para la etapa del año de altas
precipitaciones (AICRNLN, 2007, Anexos Tabla C). El mismo comportamiento puede
reconocerse en la figura 7.13 para el patrón de variaciones composicionales de especies
minoritarias como el Mn y el B.
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
209
Figura 7.13 – Variaciones temporales en las concentraciones de Mn y B (microgramo/litro o ppb)
para las aguas del río Agrio. Se señala período AT.
Las concentraciones de Mg y Mn aumentan durante el intervalo AT, de la misma
forma que lo hicieran durante el periodo eruptivo del 2000. Los incrementos en los valores de
Mg y Mn estarían asociados y responderían a fluidos enriquecidos por la interacción con
ambientes magmáticos relativamente jóvenes ricos en olivinas y piroxenos, consistente con la
composición basáltica andesítica del edificio del volcán Copahue y en particular con el
material juvenil eyectado en la erupción del 2000, enriquecidos en máficos con altos
contenidos de olivinas clinopiroxenos y plagliocasa (Delpino y Bermúdez, 2002; Varekamp et
al., 2006).
Como se señaló anteriormente, no se producen precipitaciones de minerales
secundarios que contengan Mg en las condiciones de pH y temperatura que caracterizan a este
ambiente, por tal motivo se considera que las variaciones en la concentración de Mg reflejan
directamente cambios en el proceso de interacción agua-roca del sistema (Christenson y
Wood, 1993; Giggenbach, 1997; Arnórsson, 2000; Delmelle y Bernard, 2000).
En base a estudios con isótopos de Pb, Varekamp et al. (2006) determina que la
interacción agua-roca de los fluidos del volcán Copahue se produce con un protolito de las
características composicionales de los últimos estadios del volcán, que involucra tanto a las
AT
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
210
rocas del edificio como al ambiente magmático que actualmente lo alimenta, excluyendo a las
antiguas rocas de la caldera y que conforman la base del actual edificio.
Las zonas preferenciales de interacción sugieren que los procesos de interacción agua-
roca más importantes se desarrollan durante la etapa de acumulación de los fluidos, previa al
ascenso y posteriormente cuando arriban al ambiente volcánico-hidrotermal somero. Esto
consistente con la hipótesis de un rápido ascenso de los fluidos en el conducto, que evita la
evolución de características reductoras típicas de ambientes profundos estables con grandes
tiempos de residencia de los fluidos, como es el caso de las que se desarrollan en la zona del
reservorio geotérmico y las zonas que alimentan las áreas termales.
Las concentraciones de Al y K presentan un incremento durante el intervalo AT al
igual que sucediera para el periodo eruptivo del 2000 (Varekamp et al., 2004), imitando el
comportamiento del Mg y el Mn. Nuevamente, el incremento en estas especies se debería a
los altos contenidos en la mineralogía involucrada en el proceso de interacción agua-roca,
consistente con los altos contenidos de K en las rocas de la región y plagioclasas andesina y
labradorita para el caso del Al (Mas et al., 1996; Vallés et al., 2004; Varekamp et al., 2006).
Mientras que las concentraciones de los restantes cationes (Na, Ca y Fe) estarían controladas
por la precipitación de minerales secundarios dentro del sistema, como por ejemplo alunita
[(K,Na)Al3(SO4)2(OH)], anhidrita y yeso [CaSO4/.2H2O] y jarosita [(K,Na)Fe3(SO4)2(OH)]
entre los mas importantes.
En la figura 7.13 puede observarse un comportamiento anómalo para el Boro también
durante el intervalo AT , con valores relativamente superiores a los esperados por el patrón
estacional, en forma similar al Mn. El B es una especie fácilmente transportada por fluidos en
ascenso y que puede ser considerada conservativa (Tonani, 1970; Palmer et al., 1987;
Giggenbach y Goguel, 1989; Martini, 1989; Tassi et al., 2003 y 2009), por lo tanto un
incremento en sus valores indica un pulso de fluidos concentrados de origen profundo que lo
transportan a superficie.
Este pulso de fluidos hiperconcentrados de origen profundo resulta mucho más
evidente en la figura 7.14, donde las especies mayoritarias de origen magmático (SO4, Cl y F)
presentan un marcado incremento en las concentraciones durante el intervalo AT ,
modificando claramente el patrón estacional. En la figura 7.14 se puede identificar durante el
intervalo AT (momento en el que las concentraciones deberían disminuir por ser un periodo
de altas precipitaciones) un fuerte aumento de los valores principalmente en SO4, seguido por
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
211
Cl y en menor medida en F. Esto está relacionado con lo observado anteriormente, con un
flujo anómalo de fluidos ácidos hiperconcentrados de origen profundo, y del mismo modo con
el aumento en las concentraciones de especies catiónicas liberadas por el incremento de la
interacción agua-roca en el sistema profundo y en el interior del edificio volcánico. La alta
disponibilidad de especies iónicas en solución, habría favorecido los procesos de precipitación
y descenso de la permeabilidad en la parte superior del sistema donde la circulación de fluidos
se reduce, de acuerdo con el estado de sobresaturación mineral identificado para el intervalo
AT (Fazio et al., 2008), con el consecuente descenso en el flujo de ingreso en la laguna del
cráter.
Figura 7.14 - Variaciones temporales en las concentraciones de los aniones mayoritarios SO4, Cl y F
(mg/l) para las aguas del Río Agrio. Se señala período AT.
De acuerdo con las variaciones temporales registradas para las distintas especies
químicas y respectivas relaciones en el SVH, se considera que las relaciones SO4/Cl, Mg/Cl y
Mg/SO4 pueden ser adecuados indicadores de perturbaciones (precursores) en el ambiente
volcánico-hidrotermal. En la figura 7.15 se puede identificar una mejor correlación de
anomalías durante el intervalo AT entre las relaciones SO4/Cl y Mg/Cl, mientras que la
relación Mg/SO4 presenta una anomalía que parece anticiparse al intervalo AT .
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
212
La aplicación de la relación SO4/Cl parece ser más efectiva en las vertientes que en el
cráter y río Agrio, mientras que la relación Mg/Cl se hace notable también en el cráter, y la
relación Mg/SO4 anticipa la anomalía claramente en el río Agrio y vertientes. Un aumento en
la relación SO4/Cl fue observado también en el sistema durante el evento eruptivo del año
2000. El incremento en la relación SO4/Cl puede relacionarse a un proceso intrusivo de
magma joven en el sistema o al desgasado de un fluido profundo en ascenso, respondiendo al
tren de desgasado ya señalado, debido a la menor solubilidad de las especies de S (SO2 y H2S)
con respecto al HCl tanto en magmas como acuíferos (Martini, 1989; Giggenbach, 1996). La
relación Mg/Cl mostró un marcado aumento durante la erupción del 2000 también,
particularmente en las aguas del río Agrio. La relación Mg/Cl es un difundido parámetro de
aplicación en el seguimiento geoquímico de volcanes activos. Asumiendo que el Cl proviene
únicamente del gas magmático HCl y que el Mg es liberado por los procesos de interacción
agua-roca, un incremento en la relación sugiere inyección de magma fresco en el sistema y el
posterior descenso indica el subsiguiente desgasado del HCl. Sin embargo, esta relación
indica también perturbaciones menores del ambiente volcánico-hidrotermal sin que
necesariamente hubiera ocurrido una inyección magmática (Christenson y Wood, 1993;
Giggenbach, 1997; Arnórsson, 2000; Delmelle y Bernard, 2000).
Lo observado hasta aquí con respecto a la anomalía del intervalo AT , es coherente con
lo registrado por Varekamp et al. (2006) con respecto a estudios de elementos Tierras Raras
(REE). Los autores identifican en las aguas del sistema, una anomalía positiva de Eu y una
mayor correlación entre el patrón LREE de las aguas y la roca fuente puntualmente para el
periodo eruptivo del 2000 y para el 2004. Considerando esto, los autores relacionan estas
características con eventos intrusivos de magma fresco en el sistema volcánico-hidrotermal,
que en el año 2000 habría disparado la erupción freatomagmática y que en el año 2004 se
habría abortado (“failed eruption”).
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
213
Figura 7.15 – Variaciones temporales en las relaciones (a) SO4/Cl, (b) Mg/Cl y (c) Mg/SO4 para los distintos miembros del SVH /CR, V1 y V2, Río Agrio). Se señala período AT.
De acuerdo con las observaciones realizadas en el presente trabajo, se considera que la
anomalía (AT ) registrada durante el año 2004 responde aun pulso de fluidos profundos
hiperconcentrados más que a un fenómeno de intrusión magmática, ya que un “input”
magmático implicaría una energía de flujo que difícilmente hubiera sido contenida por una
obturación de minerales secundarios. De esta manera, la anomalía registrada estaría más
relacionada a los eventos eruptivos freáticos de 1992 y 1995 que al evento eruptivo
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
214
freatomagmático del año 2000. Esto se discute con mayor detalle hacia el final del presente
capítulo.
7.3.- Modelo conceptual del sistema volcánico-magmático-hidrotermal.
Como se ha señalado anteriormente, las variaciones geoquímicas en los fluidos del
sistema estarían relacionadas a alteraciones del ambiente volcánico-hidrotermal alojado en el
interior del edificio, como consecuencia del arribo de fluidos hiperconcentrados de origen
profundo que habrían favorecido las condiciones de sobresaturación mineral del sistema, con
el consecuente descenso de la permeabilidad y enfriamiento de la laguna del cráter.
Para comprender la relación entre los distintos ambientes que componen el sistema
volcánico-magmático-hidrotermal de la región, y analizar el origen de flujos profundos
anómalos responsables de las anomalías observadas, se planteó un modelo conceptual
geoquímico en profundidad, considerando la caracterización geoquímica realizada en el
presente trabajo en conjunto con la actividad sísmica de la zona (Ibáñez et al., 2008) y los
procesos de deformación identificados para el área (Vélez et al., 2011).
Los estudios sismológicos desarrollados en el interior de la caldera han registrado
tremors y eventos volcánico-tectónicos (VT), identificándose la mayor actividad a principios
del año 2004 (Ibáñez et al., 2008). Los eventos tipo tremor fueron relacionados con el
ambiente hidrotermal, debido a que dichas señales se generan como consecuencia del
movimiento de fluidos. Por otro lado, los eventos VT habrían estado relacionados a la
actividad de fracturas menores (decenas de metros) a profundidades de 3 km
aproximadamente, que estarían asociadas al fluido en movimiento (fig 7.16a).
Los procesos de deformación identificados para el área por Vélez et al. (2011) indican
un estado de deflación durante el periodo de muestreo, que involucra el sector noreste del
volcán Copahue hacia la zona de Chancho-Co y laguna Las Mellizas (fig 7.16b). La tasa
máxima de deformación registrada muestra una subsidencia que alcanza los 2 cm/año en la
zona del edificio volcánico a partir del año 2004. Los autores determinaron que la fuente de
deformación estaría ubicada a unos 4 km de profundidad por debajo del edificio volcánico,
con un cambio de volumen estimado de 0,0015 km3 por año. En este sentido, sugieren que la
fuente se trataría de la costra o sello (“carapace”) que representa el límite frágil-dúctil del
ambiente magmático, y que la actividad sísmica registrada en el interior de la caldera estaría
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
215
relacionada con el fracturamiento de este límite por descompresión, de acuerdo con modelos
planteados por Fournier et al. (2006).
Figura 7.16 – a) Detalle de la actividad sísmica registrada a inicios del 2004 (Ibáñez et al., 2008). b)
Mapa de velocidad media de deformación (cm/año) mediante interferometría diferencial con
imágenes ENVISAT ascendentes (Vélez et al., 2011).
Para correlacionar las variaciones identificadas desde el punto de vista geoquímico,
sismológico y deformacional, e interpretar los procesos profundos que pudieran originarlas
fue necesario tener en cuenta las distintas partes que intervienen en el conjunto del sistema
volcánico-magmático-hidrotermal de la región. Esto implica considerar no solo la existencia
de la cámara magmática y un conducto volcánico, sino también la participación de una zona
de comportamiento plástico rodeando la fuente magmática y un importante sistema
hidrotermal asociado como fueran definidos por distintos autores para la región (JICA, 1992;
Más, 1993 y 2005; Delpino y Bermúdez, 2002; Panarello, 2002; Varekamp et al., 2009; Vélez
et al., 2011). Considerando las distintas partes mencionadas, en otros ambientes volcánicos se
han planteado numerosos esquemas y modelos conceptuales de estos sistemas en profundidad,
mostrando estrecha relación existente entre la cámara magmática y la zona plástica de
transición con los sistemas volcánicos e hidrotermales someros (Giggenbach et al., 1990;
Hochstein, 1990; Fournier, 1991 y 2006; Giggenbach y Corrales Soto, 1992; Chiodini et
al.,1993; Hochstein y Sudarman, 1993; Giggenbach, 1997; Kempter y Rowe, 2000; Cortecci
et al., 2001).
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
216
En la figura 7.17 se presenta a través de un corte esquemático, el modelo conceptual
en profundidad de los distintos ambientes que integran el sistema volcánico-magmático-
hidrotermal de la región. Para este fue considerado el perfil trazado por JICA (1992), que
involucra un detalle del reservorio geotérmico y la ubicación de los pozos exploratorios que
proveyeron los datos del mismo, junto con la información brindada por los trabajos de Vélez
et al. (2011) e Ibáñez et al. (2008).
De acuerdo con los distintos modelos e información de pozos de exploración
geotérmica de diferentes sistemas, la existencia de un límite frágil-dúctil, conocido también
como zona de autosello o “carapace”, se desarrollaría siguiendo la isoterma de 350°-400° C a
unos pocos kilómetros por debajo de la superficie (Fournier, 2006). Esta estrecha zona se
comporta como un sello relativamente impermeable que separa dos diferentes ambientes
hidrotermales: un ambiente hidrotermal que se desarrolla entre el sello y la superficie, cuya
recarga suele estar controlada desde el ambiente meteórico-atmosférico; y un ambiente
desarrollado por debajo del sello en la zona plástica, caracterizado por la acumulación en
formas lenticulares de fluidos exsueltos desde un cuerpo magmático formando salmueras
hiperconcentradas.
En el área de estudio, el ambiente hidrotermal somero (externo al sello) estaría
representado por el ambiente volcánico-hidrotermal que se aloja en el interior del edificio
volcánico, esquematizado en detalle en la figura 7.05, cuyas manifestaciones superficiales son
la laguna del cráter (Cr ) y las vertientes (V1 y V2), que aguas abajo conforman el río Agrio.
Hacia el noreste y fuera del edificio volcánico, el reservorio geotérmico y las áreas termales
asociadas representan un sistema hidrotermal mucho más desarrollado, con una clara
influencia magmática, pero controlado por una recarga de origen meteórico y sin relación
aparente con el conducto del edificio volcánico (fig 7.17), como se observó en las
características composicionales de los gases y las aguas (ver capítulos 5 y 6, respectivamente).
Por otro lado, el ambiente dominado por las salmueras hiperconcentradas debajo del
sello en la zona plástica, correspondería a la zona de acumulación de los fluidos exsueltos (en
formas lenticulares) desde la cámara magmática, que a través del conducto alimentan al
ambiente volcánico-hidrotermal somero del edificio volcánico. El conducto estaría
conformado por un sistema de fracturas a lo largo de la zona frágil, comunicando el ambiente
profundo con el volcánico-hidrotermal somero (fig 7.17).
Es importante destacar, que los fluidos acumulados en este ambiente mantienen las
condiciones ácidas oxidantes características de ambientes magmáticos, y que estas
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
217
condiciones son transmitidas al conducto y a través del mismo al ambiente volcánico-
hidrotermal somero. El constante flujo ascendente y el corto tiempo de permanencia de los
fluidos, impedirían en la zona de conducto el desarrollo de un ambiente reductor (controlado
por la roca de caja) típico de ambientes profundos, favoreciendo el arribo de los fluidos al
ambiente somero manteniendo condiciones oxidantes y de acidez similares a las originales en
profundidad. De esta manera, el flujo probablemente se encuentre enriquecido en la especie
de S magmática original SO2, además de HCl, HF y HBr, consistente con lo observado en la
composición de las aguas del SVH. Contrariamente, el importante sistema hidrotermal que
involucra al reservorio geotérmico, carecería de un conducto con un efectivo sistema de
fracturas tipo chimenea como el edificio volcánico, y de esta manera el mayor tiempo de
residencia y circulación de los fluidos favorecería la interacción con la roca de caja y la
consecuente conversión de los fluidos magmáticos a condiciones neutras y reductoras
características de estos ambientes. Bajo estas condiciones, la especie magmática SO2 es
completamente reducida a H2S y se favorecen las especies H2 y CH4, coherente con las altas
concentraciones registradas en las fumarolas de las áreas termales y el pozo geotérmico (ver
capítulo 5), y las condiciones de neutralidad determinada para los fluidos en profundidad por
Más et al. (1996) en función de la zonación de zeolitas cálcicas. La acidez alcanzada por estas
aguas en superficie se debe a la oxidación del H2S en superficie y su transformación a H2SO4,
ya que las otras especies ácidas como HCl y HF por ser más solubles quedan mayormente
retenidas en aguas subsuperficiales y se empobrecen en la composición superficial, como se
ha observado en la composición de las aguas ACV de las áreas termales (ver capítulo 6).
7.4.- Discusión intervalo AT - Correlación con Sismología y Deformación
La permanente emisión de fluidos magmáticos exsueltos (gases y salmueras) desde la
cámara magmática hacia la zona plástica y la acumulación en formas lenticulares en la parte
superior, da lugar a los procesos de deformación que pueden registrarse en superficie. Sin
embargo, es un fenómeno común que se produzcan escapes a través de la zona de sello, con
flujos que pueden oscilar entre una ligera difusión de gases incondensables o descargas de
vapor concentrado por fracturas menores que rápidamente se resellan, hasta situaciones que
generan grandes eventos explosivos que alcanzan la superficie (Giggenbach, 1997; Fournier,
2006). Se considera que un incremento en la presión de fluidos puede generar un
fracturamiento efectivo de la zona de sello, que resulte en el desgasado de las acumulaciones
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
218
lenticulares, sin que necesariamente hubiera existido una inyección magmática en el sistema.
De acuerdo con la intensidad del fracturamiento, este se registraría como eventos sísmicos en
superficie. Entonces, el desgasado ocurrido resultaría en variaciones en la geoquímica del
sistema hidrotermal somero, asociado a procesos de deflación por descompresión
(Giggenbach et al., 1989; Fournier, 2006).
Vélez et al. (2011) determinan la fuente de deformación del volcán Copahue a
aproximadamente 4 km de profundidad, y lo atribuyen a una deflación del “carapace” por
desgasificación. Por otro lado, Ibáñez et al. (2008) registran eventos sísmicos en la zona de la
caldera a aproximadamente 3 km de profundidad de tipo volcano-tectónicos y tremors,
asociados a la activación de fracturas menores y circulación de fluidos respectivamente, con
un pico de actividad durante enero del 2004.
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
219
Figura 7.17. Modelo conceptual geoquímico del sistema volcánico-magmático-hidrotermal del Complejo Volcánico Copahue-Caviahue. Perfil topográfico y datos del reservorio geotérmico tomados de JICA (1992)
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
220
De esta manera, se considera que el lapso de comportamiento anormal del SVH dentro
del periodo de muestreo, denominado intervalo AT, estaría estrechamente relacionado con el
pico de actividad sísmica registrado durante enero del 2004, y con el mecanismo que controla
el proceso de deflación del edificio volcánico. Como ya se ha señalado, se considera que la
actividad sísmica estaría relacionada con el fracturamiento en la zona de sello o “carapace”,
que permitiría la liberación y desgasado de las salmueras de origen magmático acumuladas en
la zona plástica hacia el sistema de fracturas del ambiente frágil. Este mecanismo en forma
sostenida y moderada, sería el que alimenta el ambiente volcánico-hidrotermal somero desde
el ambiente profundo, a través del sistema de fracturas que forma el conducto. Sin embargo,
el incremento de los eventos sísmicos en enero del 2004 sugiere que se podría haber
producido un incremento en la presión de fluidos en la zona plástica, que generó un
brechamiento y descompresión mayor a lo habitual. Esta situación habría permitido una
liberación y desgasado de fluidos hiperconcentrados mayores a los habituales hacia el
ambiente volcánico-hidrotermal somero, dando lugar a los picos de concentración en el SVH
(vertientes y río Agrio) y los valores de sobresaturación mineral registrados en el la laguna del
cráter (Fazio et al., 2008). El aumento en los procesos asociados de sobresaturación y
precipitación de minerales secundarios, serían los responsables del descenso en la
permeabilidad de la parte superior del sistema, con la consecuente disminución en el flujo de
ingreso a la laguna del cráter, el descenso en la temperatura y congelamiento de su superficie
durante el 2004.
Como se mencionó anteriormente, esto es consistente con la composición del material
piroclástico eyectado durante las erupciones freáticas de 1992 y 1995, cuya composición
estaba dominada por S y sílice secundaria (Delpino y Bermúdez, 1992 y 1995). De la misma
forma, se sugirió que un aumento en la obturación del sistema somero podría llevar a un valor
crítico de la presión, y que este podría haber sido el mecanismo que generó las erupciones
freáticas que se registraron en el pasado en el volcán, sin que necesariamente se hubiera
producido una inyección magmática en el sistema.
Por otro lado, la erupción freatomagmática ocurrida en julio del 2000, que
desencadenó el evento eruptivo más importante que se ha registrado en el volcán Copahue,
podría estar efectivamente relacionada con una inyección de magma fresco desde ambientes
profundos en la cámara magmática somera. Como se señaló anteriormente, con posterioridad
al año 2000 las emisiones gaseosas cambiaron drásticamente (ver capítulo 5), desde
composiciones enriquecidas en N2 de características andesíticas de arco a valores
CAPÍTULO 7. SEGUIMIENTO DEL SISTEMA VOLCÁNICO MARIANO R. AGUSTO
221
enriquecidos en He con altas relaciones isotópicas típicas de ambientes mantélicos. Esta
variación composicional estaría relacionada al arribo de fundidos no evolucionados de origen
profundo a la cámara magmática somera que alimenta el ambiente superficial, generando una
perturbación del sistema y actuando como mecanismo disparador del evento eruptivo.
Variaciones composicionales de estas características fueron observadas en las erupciones de
gran magnitud del volcán Galeras en la década de1990 (Fischer et al., 1996). Los altos valores
determinados en la relación 3He/4He en las manifestaciones gaseosas del interior de la caldera,
los más altos registrados hasta el momento en la Cordillera de los Andes, indican una
importante conexión entre el sistema magmático andesítico somero y el ambiente mantélico
profundo. Esta situación probablemente esté favorecida por el fenómeno de adelgazamiento
cortical y la anomalía de ascenso astenosférico (fig. 2.04) identificada para la zona de tras-
arco entre los 37° y 39° S (Yuan et al., 2006; Folguera et al., 2007), y cuyo único centro
emisor activo involucrado es el Complejo Volcánico Copahue-Caviahue.
Considerando lo arriba planteado, se sugiere que esta activa conexión entre la cámara
magmática y el ambiente mantélico profundo, podría ser el mecanismo que controle los
eventos eruptivos magmáticos de gran magnitud del volcán Copahue, disparándolos cada vez
que se produjera el arribo de un pulso de fundido profundo no evolucionado que desestabilice
la cámara magmática somera.
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
222
ツAパÍフブネバ ス.
CONCLUSIONES
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
223
8.- CONCLUSIONES
Para la realización del presente trabajo se efectuó un amplio muestreo de gases y aguas
de las distintas manifestaciones fluidas del sistema volcánico-magmático-hidrotermal general
desarrollado en el Complejo Volcánico Copahue-Caviahue (CVCC). Estas manifestaciones
fluidas consideradas corresponden tanto al sistema volcánico del Copahue como a las áreas
geotermales aledañas, e incluso cuerpos del sistema hidrológico asociado sin relación con la
actividad magmática de la región. Estos nuevos datos geoquímicos aportados fueron
evaluados con el objetivo de lograr una caracterización general del sistema, y en particular de
los distintos subsistemas y áreas asociadas, para la identificación de los procesos actuantes
desde la escala regional a la local, que controlan las características composicionales de las
emisiones de la zona de estudio. Para esto, en los casos correspondientes se integraron los
nuevos datos aportados con la información existente de la zona de estudio, siendo estos
últimos tanto del campo de la geoquímica (fluidos, mineralógicos y petrológicos) como de
otras disciplinas aplicadas a la volcanología (estructural, sismología y deformación), y
eventualmente para casos comparativos regionales se integraron datos pertenecientes a otros
sistemas volcánicos y geotermales.
La información obtenida a partir de la caracterización del sistema volcánico-
magmático-hidrotermal general, fue utilizada como línea de base para avanzar en la
aplicación de esta disciplina en trabajos de seguimiento de la actividad del sistema volcánico.
La evaluación de los datos para la caracterización del sistema general, se realizó a partir de un
detallado estudio de la composición de la fase gaseosa por un lado y la fase líquida por otro.
De esta manera, de la misma forma en la que se ha desarrollado el análisis en el presente
trabajo, en este capítulo se destacarán los resultados y conclusiones obtenidas a partir del
estudio de la fase gaseosa, de la fase líquida y los obtenidos en el trabajo de seguimiento del
Sistema Volcánico-Hidrológico (SVH).
Fase Gaseosa
De acuerdo con la composición de las manifestaciones gaseosas y la abundancia
relativa de sus constituyentes, asociadas a las características fisicoquímicas registradas en los
puntos de emisión, se arribó a las siguientes conclusiones:
Las manifestaciones gaseosas del CVCC se producen a través de fumarolas y aguas
burbujeante (pools), en las distintas áreas geotermales asociadas al sistema volcánico-
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
224
magmático-hidrotermal general de la caldera. Se registró en las manifestaciones gaseosas,
durante el periodo de muestreo, un rango de temperaturas que variaba entre los 27º y 135º
C. Estas emisiones son consideradas de baja temperatura, ya que en su comportamiento
habitual no superan la temperatura del punto de ebullición, salvo en los casos excepcionales
indicados. Para la mayoría de las manifestaciones tipo fumarolas se destacó un rango de
temperaturas mucho más acotado, en las cuales se registró una oscilación entre 92º y 95º C.
Este acotado rango de temperaturas corresponde al punto de ebullición a la altura sobre el
nivel del mar de estas localidades, señalando el fuerte control por parte de las aguas
subterráneas en las emisiones gaseosas. Fuera de este grupo se identificó una particular
fumarola del área Las Maquinitas que registró 135º C (noviembre 2006), y temperaturas
aproximadas habitualmente, indicando que se trata de una emisión caracterizada por vapor
supercalentado. En el área Las Máquinas también se registraron temperaturas por encima
del punto de ebullición (hasta 116º C), aunque esto no se ha observado como algo habitual.
En la composición de las manifestaciones gaseosas el H2O es la especie más abundante
en todas las emisiones tipo fumarola, mientras que el CO2 se transforma en la especie más
abundante en todas las manifestaciones gaseosas en aguas burbujeantes. Esta inversión en la
especie gaseosa dominante en las aguas burbujeantes se debe a que la emisión gaseosa, que
se encuentra normalmente enriquecida en vapor de agua, al llegar a superficie entra en
contacto con el agua en fase líquida acumulada en el punto de emisión y se favorece la
condensación del vapor, mientras que el CO2 permanece mayoritariamente insoluble como
consecuencia de la acidez de las aguas (pH < 4,5) enriqueciendo la fase gaseosa.
La abundancia relativa de las especies mayoritarias ácidas de la fase gaseosa (CO2, H2S
y HCl) indican que, si bien existe una fuente magmática somera que alimenta la región, se
desarrolla un marcado dominio hidrotermal sobre las manifestaciones de la caldera que
controla a las distintas áreas geotermales asociadas al CVCC. Este dominio hidrotermal se
encuentra en gran medida relacionado al reservorio geotérmico definido en el interior de la
caldera.
El enriquecimiento relativo de CO2 con respecto a los restantes gases ácidos, se debe a
que las aguas del ambiente hidrotermal susbsuperficial retienen de manera mucho más
efectiva los gases ácidos solubles de origen magmático, como las especies de S, HCl y HF.
La altos contenidos de H2S y la ausencia de SO2 en la composición gaseosa de las
emisiones es otro importante indicador del marcado dominio hidrotermal en todas las áreas,
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
225
ya que señala las condiciones reductoras que controlan el ambiente susbsuperficial en estas
áreas, que transforman a la especie oxidada SO2 de origen magmático a la especie reducida
H2S típica de ambientes hidrotermales.
Los altos contenidos relativos de CH4 (característicos de ambientes hidrotermales) con
respecto a los valores de N2(exc) (especie dominante en ambientes magmáticos de arco),
demuestran el fuerte control hidrotermal en la composición de las manifestaciones gaseosas
por sobre las condiciones magmáticas andesíticas características de límites de placas
convergentes.
En función de la relación C/S (CO2/H2S) en la fase gaseosa, se identificó un incremento
en el aporte de gases ácidos (menores relaciones C/S) para las áreas de Chancho-Co y
Anfiteatro, con respecto a las restantes áreas geotermales (Las Máquinas, Las Maquinitas y
Termas de Copahue). Teniendo en cuenta que las dos áreas son las más cercanas al edificio
volcánico, de hecho Chancho-Co se ubica en la ladera norte del volcán y que se encuentran
localizadas sobre importantes estructuras asociadas al edificio, se considera que el aumento
en el flujo ácido estaría vinculado con aportes magmáticos.
La distribución de abundancias relativas entre los tres principales grupos de compuestos
orgánicos (alcanos-alquenos-aromáticos), señala el dominio del ambiente hidrotermal con
temperaturas leves a moderadas, que favoreció el enriquecimiento en alcanos y la formación
de aromáticos mediante procesos de “reforma catalítica”; mientras que los compuestos del
grupo de los alquenos, típicos de ambientes volcánicos-magmáticos que implican altas
temperaturas se encuentran en proporciones muy inferiores.
El análisis combinado del aumento de flujo de acidez (alta relación H2S/CO2) con
respecto a los contenidos relativos de los principales compuestos orgánicos (C6H6/CH4),
permitió determinar los agentes catalizadores que actúan en los procesos de “reforma
catalítica” en las distintas áreas, correspondiendo a las especies de S en las zonas de mayor
flujo de acidez (Chancho-Co y Anfiteatro) y las arcillas en las áreas restantes (Las
Máquinas, Las Maquinitas y Termas de Copahue).
La relación N2/Ar y las abundancias relativas de las distintas especies relacionadas con
la determinación del aporte atmosférico (O2, Ne, Ar), indican que la fuente que aporta los
componentes de origen atmosférico son las aguas de recarga meteórica que se encuentran
saturadas en aire (ASW). No se identificó participación directa de aire en la composición de
las emisiones o contaminación en el muestreo.
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
226
Los contenidos relativos de N2 (característico de ambientes de arco magmático
andesíticos) y He (indicador de fuentes corticales o mantélicas), muestran un
desplazamiento desde composiciones enriquecidas en N2 previas a la erupción
freatomagmática del año 2000 del volcán Copahue, hacia composiciones enriquecidas en He
en forma posterior al evento eruptivo. Se asocia este cambio composicional con el ingreso
de fluidos juveniles no evolucionados de origen profundo en las cámaras magmáticas
someras, que habrían generado perturbaciones en el sistema somero y actuado como
disparador del evento eruptivo del año 2000.
Las relaciones isotópicas 40Ar/36Ar en las manifestaciones de las distintas áreas
geotermales, se encuentran en un acotado rango en torno al valor isotópico correspondiente
al aire, señalando que la fuente principal de esta especie es de origen atmosférico que
ingresa disuelto en las aguas meteóricas. Los mayores valores identificados en el sector de
Piedra Copahue (Termas de Copahue) no son lo suficientemente elevados para atribuirlos a
aportes magmáticos, e indican un caso puntual de enriquecimiento en 40Ar relacionado a una
mayor circulación e interacción de los fluidos con rocas con altos contenidos de 40K
(isótopo parental), consistente con los altos contenidos de K en las rocas del área.
En función de la relación 3He/4He (R/Ra) se identificaron 2 grupos bien diferenciados,
por un lado Chancho-Co y Anfiteatro con menores valores R/Ra, y por el otro Las
Máquinas, Las Maquinitas y Termas de Copahue con muy altos valores de R/Ra. Este es un
rasgo altamente destacable, ya que no es común que un mismo sistema presente 2 valores de
R/Ra tan diferenciados. Esto indica dos circuitos marcadamente diferentes en la evolución
de los fluidos que contienen estas dos especies isotópicas.
Las áreas con menores valores R/Ra (Chancho-Co y Anfiteatro) se ajustan a valores más
adecuados de ambientes de arco tipo andesíticos, que indican para los fluidos que contienen
a estas especies mayores procesos de asimilación cortical, rico en U y Th que por
decaimiento favorecen el aumento en 4He. Como se mencionó anteriormente, estas áreas
son las más cercanas al volcán Copahue, ambas en relación con importantes estructuras
asociadas al edifico volcánico y muestran un mayor flujo de acidez; estas características
asociadas indican que estas áreas presentan una mayor relación con el ambiente magmático
activo, con respecto a las restantes áreas.
Las áreas con mayores relaciones 3He/4He presentan valores excepcionalmente
elevados, siendo los más altos determinados en hasta el momento en toda la Cordillera de
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
227
los Andes incluyendo América Central. Las zonas con estos altos valores corresponden a las
áreas geotermales más alejadas y hacia el este del volcán Copahue (Las Máquinas, Las
Maquinitas y Termas de Copahue). Los altos valores R/Ra, enriquecidos en 3He, son
característicos de dorsales centrooceánicas y ambientes extensionales con fuerte impronta
mantélica. El CVCC es un sistema activo retrasado con respecto al actual arco volcánico,
favorecido por la intersección de importantes y profundos lineamientos regionales, ubicado
sobre una zona de adelgazamiento cortical y anomalía de ascenso astenosférico; estas
características asociadas a los altos valores R/Ra indican que existe una importante y activa
conexión entre el ambiente magmático andesítico somero, que alimenta las manifestaciones
superficiales (volcán Copahue y áreas geotermales), y el ambiente de generación magmático
profundo de características mantélicas.
La hipótesis de una conexión activa entre las cámaras andesíticas someras y el ambiente
de generación profundo, es coherente con la propuesta de una inyección de fluidos
profundos no evolucionados (enriquecidos en 3He) en las cámaras someras, que habrían
actuado como disparador del evento eruptivo del año 2000, con el consecuente
desplazamiento composicional desde valores enriquecidos en N2 a enriquecidos en He.
En función de la información obtenida de δ13C-CO2 se determinó que la principal fuente
de aporte del CO2 es de origen magmático profundo con características mantélicas
(MORB), y una participación menor de origen cortical. El hecho de que el CO2, la segunda
especie mayoritaria de la composición gaseosa después del H2O, presenta un origen casi
exclusivo desde una fuente con características MORB, sostiene la hipótesis de la abierta
conexión entre las cámaras magmáticas someras y el ambiente de generación profundo de
impronta mantélica. Este aporte mayoritario de CO2 de origen mantélico, efectivamente
estaría favorecido por los efectos de adelgazamiento cortical y anomalía de ascenso
astenosférico.
Nuevamente, la activa comunicación entre las cámaras someras que alimentan las
manifestaciones superficiales (volcán Copahue y áreas geotermales) y el ambiente de
generación magmático profundo, determinado a partir del δ13C-CO2 con características
mantélicas, es coherente con la propuesta de una inyección de fluidos profundos no
evolucionados en las cámaras someras que habrían actuado como disparadores de la
erupción freatomagmática del año 2000.
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
228
De acuerdo con los valores excepcionalmente bajos de δ13C-CO2 en el área de Chancho-
Co, se determinó un aporte significativo de C de origen orgánico acumulado en rocas
sedimentarias para las manifestaciones de esta zona. Esto es coherente con los mayores
valores de la relación CO2/3He determinados para este área, que sugiere una participación de
CO2 no mantélico. Chancho-Co se encuentra asociada a una importante estructura profunda
en la ladera norte del volcán. De esta forma, se considera que las características de esta área
en particular, permiten que en profundidad los fluidos calientes asociados a la cámara
magmática entren en contacto con material sedimentario rico en materia orgánica (Cuenca
Neuquina?), de manera mas efectiva que en el resto de las áreas. Esto es coherente con el
alto flujo de acidez, los altos valores de HC y el dominio de condiciones termogénicas en la
formación de estos compuestos registrados en el área.
Fase líquida
Con respecto a las manifestaciones en fase fluida, para efectivizar la evaluación de las
aguas de la región se las definió en distintos sistemas de acuerdo con rasgos de asociación
superficiales, según: a) aguas del Sistema Volcánico-Hidrológico (SVH): que involucran la
laguna Cratérica, las Vertientes del edificio volcánico, el río Agrio superior, el lago Caviahue
y el río Agrio inferior hasta la localidad de Loncopué; que alcanzan los más importantes
estados de acidez de la región (con pH < 1) y temperaturas de hasta 81º C. b) Aguas
Calentadas por Vapor (ACV): pertenecientes a las áreas geotermales Las Máquinas, Las
Maquinitas, Termas de Copahue, Anfiteatro y Chancho-Co; que llegan a alcanzar valores
marcadamente ácidos (pH de hasta 1,83) y las más altas temperaturas determinadas en aguas
de hasta 100,2º C. c) Aguas de Deshielo (AD): pertenecientes a aguas superficiales de origen
exclusivamente meteóricos que involucran a las lagunas Las Mellizas, el arroyo Pucón
Mahuida, el río Dulce, el río Hualcupén y el río Trolope; todas con valores de pH cercanos a
la neutralidad y temperaturas asociadas a las bajas temperaturas ambientales.
De esta manera, considerando los distintos sistemas de aguas definidos, en función de
la composición y abundancia relativa de los constituyentes de las mismas, se arribó a las
siguientes conclusiones:
De acuerdo con la distribución de aniones mayoritarios (SO42-, Cl-, HCO3
-) se
identificaron 4 tipos de aguas: 1) un grupo de aguas ácidas sulfato-cloruradas, integrado por
todas las aguas del SVH (laguna Cratérica, Vertientes, río Agrio inferior y superior y Lago
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
229
Caviahue), con excepción del río Agrio inferior a partir de la localidad de Loncopué; 2) un
grupo de aguas ácidas sulfatadas, integrado por todas las ACV de las distintas áreas
geotermales (Las Máquinas, Las Maquinitas, Termas de Copahue, Anfiteatro y Chancho-
Co), con excepción de las aguas termales neutras del área Copahue; 3) un grupo de aguas
neutras bicarbonatadas, correspondientes a las manifestaciones termales Agua Ferruginosa,
Agua Sulfurosa, Agua del Mate y Agua Vichi (todas en el área Termas de Copahue) más el
AD del río Hualcupén; 4) un grupo de aguas neutras de composición intermedia, integradas
por las restantes AD (lagunas Las Mellizas, arroyo Pucón Mahuida, río Dulce y río
Trolope), más las aguas pertenecientes al río Agrio inferior en la localidad de Loncopué.
El grupo de aguas (1) de composición ácida sulfato-clorurada, correspondiente a las
aguas SVH, deben su composición al flujo de origen magmático que alimenta la cabecera
del sistema en el edificio del volcán Copahue. El flujo de origen magmático rico en gases
ácidos altamente solubles como SO2-H2S, HCl y en menor medida HF y HBr, se incorporan
a la fase líquida compuesta por vapor condensado en ascenso y aguas meteóricas ingresadas
en la zona hidrotermal vapor-líquido que se encuentra en el interior del edificio volcánico,
produciendo las soluciones con altos contenidos de SO4 y Cl y bajo pH que alimentan la
laguna cratérica y las vertientes. El CO2, el otro gas ácido magmático de relevancia, se
mantiene en fase gaseosa debido a la alta acidez del sistema. Estas características
compisicionales adquiridas por los fluidos en el ambiente volcánico-hidrotermal del interior
del edificio, son transmitidas al resto del SVH, a través de las Vertientes hacia el río Agrio
superior, lago Caviahue y río Agrio inferior.
El grupo de aguas (2) de composición ácida sulfatada, que involucra a todas las ACV
con excepción de las aguas termales neutras del área Copahue, desarrollan sus
características composicionales controladas por el potente ambiente hidrotermal que se
encuentra por debajo de las áreas geotermales y que involucra al reservorio geotérmico. El
enriquecimiento en SO4 se debe a que gran parte del H2S gaseoso que alcanza el ambiente
somero superficial, al entrar en contacto con las aguas meteóricas ricas en O2 disuelto se
oxidan para formar H2SO4, que se disocia en solución liberando H+ y dando lugar a la
formación de las aguas con alta acidez y altos contenidos en SO42-. Los bajos contenidos
relativos de los restantes aniones que derivan de los gases ácidos de origen magmático (HCl
y HF principalmente), se deben a que estos son mucho más solubles y quedan retenidos en
el ambiente hidrotermal subsuperficial. Mientras que el CO2 se mantiene en fase gaseosa
por su baja solubilidad en aguas ácidas. El escape volátil diferenciado del H2S (entre otros
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
230
gases más volátiles) respecto a los otros gases ácidos, se produce durante la ebullición en
ascenso de los fluidos hidrotermales profundos a través de los sistemas de fallas de
orientación NE (en Las Maquinitas, Termas de Copahue y Anfiteatro) y ESE (en Chancho-
Co y Las Máquinas) que controlan las depresiones y permeabilidad secundaria de las áreas
geotermales.
El grupo de aguas (3) neutras bicarbonatadas, corresponden a las aguas termales neutras
que se encuentran en el área Termas de Copahue. Estas aguas enriquecidas en HCO3 se
forman a partir de aguas meteóricas someras-superficiales, que se recargan en el flanco SE
de la depresión de Termas de Copahue, y que reciben un aporte significativo de un flujo
caliente enriquecido en CO2 (con una escasa o nula presencia de otros gases ácidos más
fuertes) en su trayectoria de descenso hacia la parte central de la depresión, donde se
encuentra el flujo ácido ascendente principal del área termal. La escasa o nula presencia de
especies ácidas fuertes en el flujo caliente de CO2, y/o la rápida neutralización de los fluidos
levemente ácidos mediante procesos de interacción agua-roca, generan las condiciones de
neutralidad de las aguas que permiten la absorción del CO2 y enriquecimiento en HCO3. Por
otro lado, las aguas bicarbonatadas del río Hualcupén (AD), dadas sus bajas temperaturas y
sus muy bajos valores de conductividad, señalan que el aporte del CO2 es solo de origen
atmosférico, sin ningún tipo de influencia volcánica o hidrotermal.
El grupo de aguas (4) neutras, presenta composiciones intermedias entre los tres aniones
principales e involucra a AD y el río Agrio en la localidad de Loncopué. Los distintos tipos
de aportes que controlan las composiciones de las AD corresponden fundamentalmente al
sustrato rocoso y sedimentario, ambos de origen volcánico, con el se encuentran en
contacto. Aunque el aporte es significativo para las AD, sus contenidos son despreciables
con respecto a los altos valores de las restantes aguas de la región. Sin embargo, las aguas
neutras correspondientes al río Agrio inferior en la localidad de Loncopué presentan altos
contenidos aniónicos, ya que están fuertemente controladas por un proceso de mezcla. Los
miembros extremos de la mezcla corresponden a las aguas del grupo (1) ácidas SO4-Cl del
SVH y las aguas neutras de deshielo de los grupos (3) y (4), representadas por el río
Hualcupén y el río Trolope respectivamente, cuyas aguas son tributarias al río Agrio inferior
y diluyen al sistema ácido.
La relación SO4/Cl resultó un efectivo parámetro para discriminar origen y procesos
involucrados en la formación entre los dos grupos de aguas ácidas (1 y 2) mas importantes.
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
231
Las aguas del grupo (1) ácidas SO4-Cl pertenecientes al SVH, con bajos valores en la
relación SO4/Cl cercanos a la unidad, indican que el ambiente volcánico-hidrotermal
desarrollado en el interior del edificio, que alimenta a todo el sistema, actúa como un
condensador directo de los fluidos magmáticos profundos. Por otro lado, las aguas ácidas
SO4 del grupo (2) correspondientes a las ACV de las áreas geotermales, se agrupan con
valores en la relación SO4/Cl claramente superiores de hasta cuatro ordenes de magnitud;
estos altos valores resaltan el enriquecimiento en SO4 producto de la separación
diferenciada del H2S desde las aguas hidrotermales por el proceso de ebullición en ascenso
y posterior oxidación, a la vez que señalan el marcado empobrecimiento en Cl como
consecuencia del potente ambiente hidrotermal subsuperficial, que retiene en particular los
gases ácidos magmáticos más solubles como el HCl.
Las abundancias relativas de fluoruro (F-) y amonio (NH4+) son efectivos parámetros
complementarios de la relación SO4/Cl. Estos dos componentes son identificados como
especies diagnóstico de sistemas volcánicos (F-) y sistemas hidrotermales (NH4+), por tal
motivo resultaron efectivos constituyentes para definir el tipo de ambiente que controla las
composiciones de los distintos grupos de aguas en asociación con la relación SO4/Cl. Las
aguas ácidas del grupo (1) pertenecientes al SVH, con bajos valores en la relación SO4/Cl,
presentan altos valores relativos de F y despreciables valores de NH4, señalando el fuerte
control del sistema volcánico sobre la composición de estas aguas. Contrariamente, las
aguas de los grupos (2) y (3) correspondientes a las ACV, con altos valores en la relación
SO4/Cl, presentan altos valores relativos de NH4 y despreciables de F, característicos de
sistemas controlados por ambientes hidrotermales. Las aguas del grupo (1) aumentan sus
contenidos de F hacia la cabecera del sistema, en las aguas del edificio del volcán (laguna
Cratérica y Vertientes), lo que es consistente con la hipótesis de que estas aguas actúan
como un condensador directo de los gases volcánicos-magmáticos. Por otro lado, el
enriquecimiento de las ACV en SO4 y NH4, provenientes de especies transportadas en fase
vapor, y el empobrecimiento en F y Cl altamente solubles en fase acuosa, es consistente con
la hipótesis del proceso de ebullición en ascenso, que separa las especies más volátiles que
alimentan la composición de las aguas someras en las áreas geotermales, de aquellas
altamente solubles que quedan retenidas en la fase líquida en el sistema hidrotermal
profundo.
La especie NH4 se encuentra en concentraciones excepcionalmente altas en las ACV, y
particularmente en aguas del grupo (2) ácidas sulfatadas. El NH4 se forma a partir de la
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
232
descomposición de materia orgánica y posterior reducción. Por tal motivo, el
enriquecimiento en NH4 en las ACV de las áreas geotermales, con respecto a las aguas del
SVH, indica una importante presencia de materia orgánica involucrada en la componente
sedimentaria subsuperficial, y el fuerte control reductor – hidrotermal en la zona de
generación de estas especies, consistente con los altos valores de H2 e hidrocarburos
livianos identificados para las muestras gaseosas de las mismas áreas.
En función de los contenidos relativos de las principales especies catiónicas
mayoritarias de alcalinos (Na+K) y alcalino-térreos (Ca y Mg), se identificaron dos
características compisicionales diferenciadas: las aguas de los grupos (2) y (3),
pertenecientes a las ACV de las áreas geotermales, con excepción de las aguas
pertenecientes a las áreas de Chancho-Co y Anfiteatro, se encuentran particularmente
enriquecidas en Ca y Na+K; mientras que las aguas del grupo (1), pertenecientes al SVH,
junto con las pertenecientes a las áreas de Chancho-Co y Anfiteatro, presentan proporciones
similares de las distintas especies catiónicas planteadas a partir de un marcado
enriquecimiento en Mg.
Las composiciones catiónicas relativas de las ACV enriquecidas en Ca y Na+K,
responden a procesos de alteración y lixiviación de las rocas del entorno, constituidas por
andesitas y andesitas-basálticas de composición calcoalcalina enriquecidas en potasio, con
una mineralogía caracterizada por plagioclasa, olivina y piroxeno. El proceso de interacción
agua-roca es controlado por la alteración ácido sulfática dominante, que da como resultado
una mineralogía secundaria en la que predominan K y Ca, siendo la alunita el mineral
diagnóstico de este proceso. De esta manera, el enriquecimiento de estas aguas en K y Ca se
debe a que una vez liberados de la roca primaria quedan dentro del sistema, precipitando
como los minerales secundarios presentes característicos de este ambiente: alunita, anhidrita
y yeso, y jarosita entre los mas importantes. Por otro lado, el Mg liberado de la roca por
ataque ácido a olivinas y piroxenos no precipita formando minerales secundarios en las
condiciones de acidez y temperatura de estos ambientes. Por este motivo, no se han
reconocido minerales secundarios portadores de Mg en las áreas geotermales, debido a que
permanece en solución y se pierde por lavado. De esta manera, el permanente lixiviado al
que estas rocas han estado expuestas, ha llevado al empobrecimiento gradual en Mg en las
áreas geotermales, que se transmite a la fase líquida en la composición de las ACV.
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
233
Los similares contenidos relativos de cationes alcalinos y alcalino-térreos mayoritarios
(Ca, Mg y Na+K) en las aguas del SVH, responde a similares procesos de ataque ácido y
lixiviado de la roca basáltica-andesítica que conforma el edificio volcánico, compuesta
principalmente por olivina, clinopiroxenos y plagioclasa. De esta forma, los cationes
alcalinos y alcalino-térreos son liberados proporcionalmente de la roca involucrada en el
ambiente volcánico-hidrotermal desarrollado en el interior del edificio del volcán Copahue,
y esa composición relativa es transmitida al resto del sistema aguas abajo. El
enriquecimiento relativo en Mg de estas aguas con respecto a las ACV se debe
fundamentalmente a dos cuestiones: 1) las rocas del edificio volcánico presentan mayores
contenidos de minerales máficos portadores de Mg (olivina y clinopiroxeno), y 2) las rocas
del edifico son periódicamente rejuvenecidas por procesos intrusivos y eventos eruptivos
que alimentan el sistema volcánico-hidrotermal. Estas dos situaciones evitan en el edificio
volcánico, y por lo tanto en el SVH, el empobrecimiento relativo en Mg que afecta las rocas
lixiviadas de las áreas geotermales y las aguas de sus manifestaciones (ACV).
La composición de las ACV del área geotermal Chancho-Co, presenta contenidos
relativos de cationes alcalinos y alcalino-térreos mayoritarios (Ca, Mg y Na+K)
intermedios, con una distribución muy similar a las aguas del SVH. Se atribuye esta
similitud composicional catiónica a que las manifestaciones se encuentran sobre el flanco
norte del edificio volcánico, y por lo tanto las rocas a partir de las cuales se producen los
procesos de lixiviación presentan gran similitud con las involucradas en el ambiente
volcánico-hidrotermal del interior del edificio. Además, se considera la posibilidad de que
esta área pudiera estar alimentada por fluidos profundos similares a los que alimentan el
conducto principal del volcán por dos motivos: 1) en el edificio volcánico la alteración ácida
domina la interacción fluido-roca desde niveles profundos, ya que el rápido ascenso de los
fluidos impide la reducción de los mismos manteniendo las condiciones oxidantes originales
y por lo tanto la acidez; a diferencia de las áreas geotermales donde los fluidos reducidos
comienzan con la alteración ácida solo cuando se oxidan en ambientes someros; 2) el área
de Chancho-Co se encuentra asociada a una falla profunda (N55°O) que controla el valle al
norte del edificio donde se determinaron altos flujos térmicos, en cercanía con los
lineamiento que controlan los derrames de lava fisurales sobre el mismo flanco norte del
volcán. Por estos motivos es posible considerar la existencia de una conexión con el sistema
profundo que alimenta el conducto volcánico. Esta hipótesis es consistente con los mayores
valores en la relación H2S/CO2 y los menores valores en la relación 3He/4He en las
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
234
manifestaciones gaseosas de esta área con respecto al resto de las áreas geotermales, que
indican un mayor flujo ácido y un mayor proceso de interacción y asimilación cortical.
Los contenidos catiónicos relativos correspondientes a las aguas de la laguna Cratérica
se encuentran ligeramente empobrecidas en Mg con respecto a las Vertientes y el resto del
SVH. Se considera que este ligero empobrecimiento se debe a la circulación limitada de las
aguas dentro del cráter, donde las rocas que están en contacto permanente con las aguas
ácidas acusan un rápido empobrecimiento en Mg entre un evento eruptivo y otro, que es
lavado por dilución e infiltración. Por tal motivo, se considera que el Mg podría ser un buen
indicador de rejuvenecimiento del sistema, y por lo tanto indicador de inyección de magma
fresco hacia ambientes someros-superficiales. Así, las concentraciones de Mg con respecto
a otras especies como el Cl (razón Mg/Cl), pueden ser parámetros a considerar en los
futuros trabajos de seguimiento y monitoreo geoquímico, como se realiza en otros de
volcanes activos.
En función de los valores de δ18O, δ2H y Cl, se determinó que: 1) las aguas de los grupo
(3) y (4) correspondientes a aguas bicarbonatadas neutras de las Termas de Copahue y las
AD, respectivamente, presentan un origen estrictamente meteórico y sin intervención de
ningún proceso actuante que altere de manera significativa su composición isotópica; 2) las
aguas ácidas del grupo (1) pertenecientes al SVH, presentan una composición controlada
principalmente por procesos de mezcla entre aguas meteóricas y de origen magmático
andesítico con distintos grados de participación en los distintos miembros del sistema, y
procesos de evaporación subordinados; 3) las aguas ácidas del grupo (2) pertenecientes a las
ACV de las áreas geotermales, presentan un origen meteórico con una composición alterada
por procesos de evaporación y en menor medida interacción agua-roca.
A partir de los valores de δ18O, δ2H y Cl, de las aguas ácidas del grupo (1)
pertenecientes al SVH, se determinaron los distintos grados de contribución de aguas
magmáticas andesíticas para las distintos miembros del sistema. Para las muestras de la
laguna Cratérica se obtuvieron valores de 35 a 51 % de contribución magmática, para las
Vertientes valores entre 35 y 55 %, mientras que para las muestras del río Agrio no se
identificaron contribuciones magmáticas superiores a 8%. El sistema evidencia un claro tren
de dilución desde las aguas más enriquecidas del cráter y las vertientes, hacia el río Agrio y
lago Caviahue empobrecidas por dilución con los tributarios. Sin embargo, se asume que
existen procesos subordinados de evaporación e interacción agua-roca en las aguas del
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
235
cráter y las vertientes. Debido a los mayores porcentajes de contribución magmática
determinados para las aguas de las vertientes y a las características del sistema, se considera
que los procesos secundarios de evaporación y dilución afectan de forma más significativa
la composición de las aguas del cráter que en las vertientes debido a la mayor superficie de
exposición, y por lo tanto las vertientes serían más representativas del sistema hidrotermal
que se desarrolla en el interior del edificio volcánico.
En función de los valores de δ18O, δ2H y Cl, las aguas ácidas del grupo (2)
pertenecientes a las ACV de las áreas geotermales, presentan un origen meteórico con una
composición modificada por una combinación de procesos actuantes que no implican
mezclas con aguas magmáticas. Todas las muestras ACV se encuentran empobrecidas en
Cl, con valores en la concentración de Cl en el orden del dominio de las aguas meteóricas.
Esto indica que la composición isotópica de las ACV se encuentra controlada
fundamentalmente por procesos de evaporación. El marcado enriquecimiento en δ18O
identificado en aguas de las áreas geotermales de Chancho-Co, Las Máquinas y Termas de
Copahue, son atribuidos a procesos asociados de interacción agua-roca.
Seguimiento del SVH
La información y resultados obtenidos a partir del tratamiento de la composición
química e isotópica de los fluidos, permitió desarrollar una línea de base geoquímica y
emplearla para un fin de alta aplicación y necesidad en la región, que consistió en un trabajo
de seguimiento de la actividad volcánica. Así, a partir del detallado estudio realizado de las
manifestaciones fluidas, tanto en fase líquida como gaseosa, de los distintos ambientes del
Complejo Volcánico Copahue-Caviahue, se identificó a las aguas pertenecientes al SVH
como la fuente más efectiva para la realización de un trabajo de seguimiento geoquímico de la
actividad del volcán Copahue. Las aguas del SVH son la expresión superficial del ambiente
volcánico hidrotermal que se desarrolla por debajo del cráter, en el interior del edificio. Las
características de las aguas del cráter y las vertientes indican que este ambiente volcánico
hidrotermal subcratérico, es un condensador directo de la permanente emisión de fluidos
provenientes del ambiente magmático que alimenta la actividad del volcán Copahue. De esta
manera, las variaciones que pudieran producirse por perturbaciones del ambiente magmático
alimentador son registradas por el ambiente volcánico hidrotermal subcratérico y
directamente transmitidas a las aguas en superficie.
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
236
El resto de las manifestaciones fluidas de la región, particularmente las ACV y las
emisiones gaseosas de las áreas geotermales, son mucho menos sensibles a registrar
variaciones del sistema magmático, debido al potente ambiente hidrotermal que involucra
acuíferos y el reservorio geotérmico, que actúa como efectivo filtro para las señales de
variaciones en el ambiente magmático, aumentando el tiempo de residencia y circulación de
los fluidos profundos y exponiéndolos a mayores procesos y modificaciones que enmascaran
la composición original.
El tratamiento que se realizó a la composición de la fase gaseosa indica que solo la
relación entre los gases no reactivos e inertes como el N2 y el He (y sus isótopos)
respectivamente, mostró importantes variaciones que podrían resultar efectivas para registrar
perturbaciones del sistema magmático, seguramente favorecidas por las características de baja
o nula reactividad y solubilidad de estas especies. Cabe destacar que las características
determinadas en las emisiones del área Chancho-Co, indican que podría existir alguna
vinculación con el ambiente magmático que alimenta el edificio volcánico, y en este caso
incluso las especies ácidas (por ejemplo la relación C/S) podrían indicar variaciones en el
estado de actividad del volcán. Sin embargo, el tiempo y costo que involucran las técnicas y
metodologías de toma de muestras y fundamentalmente de análisis de estas especies
mencionadas (reactivas y no reactivas), hace que sea poco factible considerarlas para un
trabajo de seguimiento y monitoreo que implica la obtención del dato con significativa
frecuencia y rapidez.
Las aguas del SVH son más sensibles a los cambios en las características del flujo
alimentador del volcán, en respuesta a perturbaciones del ambiente magmático. Estos cambios
se reconocen a partir de las variaciones en las características fisicoquímicas de las aguas
superficiales del edificio volcánico, y son efectivamente trasladadas al río Agrio a través de
las vertientes. Esto permite que desde el río Agrio superior, a su paso por la localidad de
Caviahue, se puedan obtener variaciones composicionales provenientes del edificio volcánico
con relativa rapidez. De esta manera, las aguas del SVH son mas adecuadas para el
seguimiento y posterior aplicación a trabajos de monitoreo, debido a la mayor factibilidad
para la obtención de una alta frecuencia de muestreo y la obtención del dato con rapidez. Sin
embargo, cabe aclarar que el poder para la identificación de señales precursoras desde aguas
es limitado comparado con lo que se puede obtener desde fases gaseosas. Por este motivo, en
el futuro se debe avanzar en la posibilidad de desarrollar metodologías que permitan obtener
información desde fases gaseosas en el edificio volcánico, con efectiva frecuencia y rapidez
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
237
para la obtención del dato. Mientras tanto, las aguas del SVH resultan ser la fuente mas
adecuada disponible para esta tarea.
Así, el trabajo de seguimiento geoquímico realizado en el SVH consistió en la
identificación de variaciones y/o anomalías en las características fisicoquímicas y
composicionales, a partir de un patrón de comportamiento estable (línea de base), atribuibles a
perturbaciones del sistema volcánico y que puedan ser utilizados como precursores eruptivos
en futuros trabajos de monitoreo en correlación con otras disciplinas volcanológicas. De
acuerdo con esto, los resultados y conclusiones obtenidas a partir del trabajo de seguimiento
del SVH son las siguientes:
El río Agrio es el miembro más sensible del SVH a los cambios estacionales por su
mayor superficie de exposición y por ser el mayor receptor de cursos de agua de deshielo
(AD) tributarios, mientras que las vertientes y el cráter presentan características mucho
menos dependientes de la estacionalidad, con temperaturas de hasta 80 y 50º C
respectivamente. Sin embargo, a mediados del 2004 se registró una anomalía térmica (AT )
en la laguna del cráter que llevó a un marcado descenso en la temperatura de las aguas, al
punto de producirse un congelamiento en la parte superficial entre los meses de junio y
agosto, situación nunca registrada hasta el momento.
El descenso en la temperatura y congelamiento de la laguna cratérica no estuvo
relacionado con condiciones ambientales, ya que las condiciones climáticas de la zona
durante el periodo de AT se mantuvieron dentro de los valores habituales para la época y la
región. Sin embargo, se considera que la ocurrencia de la AT dentro del periodo invernal
habría favorecido el congelamiento en la parte superficial de la laguna por la exposición a
las temperaturas menores a 0° C del invierno cordillerano.
El descenso en la temperatura de las aguas del cráter, y el consecuente congelamiento,
indica una disminución significativa parcial (o total?) del flujo térmico que alimenta la
laguna cratérica, señalando un comportamiento anómalo del sistema volcánico-hidrotermal
que se desarrolla en el interior del edificio volcánico durante el periodo de AT .
De acuerdo con la evolución temporal de la salinidad de los distintos miembros del
SVH, existe una mayor asociación entre la laguna cratérica (Cr) y la vertiente V1, y que
ambos se habrían afectado de manera más sensible a la disminución de flujo de
alimentación durante el intervalo AT . Los bajos valores en dicho intervalo en Cr y V1
responderían a un descenso en la permeabilidad en los conductos someros que alimenta
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
238
estas manifestaciones. Esta obstrucción parcial (o total?) de los conductos daría lugar a la
disminución en el flujo de ingreso que alimenta a la laguna cratérica y a la vertiente V1 (sin
que necesariamente sean los mismo). Los descensos en los valores de salinidad y
temperatura son más efectivos en la laguna cratérica (al punto de congelarse en la
superficie) como consecuencia de la mayor exposición a las condiciones climáticas
imperantes en la zona.
El aumento en la salinidad de V2 durante el periodo de AT , asociado a las altas
temperaturas que mantuvieron las vertientes en dicho intervalo, indica que no habría habido
una caída del flujo de origen profundo que alimenta al sistema en general, ya que de ser así
también se debería haber acusado en V2. Los altos valores de salinidad en V2 indican que
durante el intervalo AT , el flujo de descarga volcánico-hidrotermal se habría canalizado a
través del sistema de fracturas que conforman el conducto que alimenta a V2.
En la evolución temporal de la salinidad en el río Agrio, se identificó una primera etapa
con una oscilación entre valores relativamente constantes, y una segunda etapa con valores
de salinidad marcadamente superiores en concordancia con los aumentos registrados en Cr
y V1. Esto indica que aunque ambas vertientes dan nacimiento y alimentan al río Agrio, sus
variaciones composicionales estarían controladas principalmente por V1. En ambas etapas
de diferente salinidad del río Agrio, y durante todo el periodo de muestreo, la curva de
variación temporal responde a un patrón de estacionalidad. Se destaca que durante la
primera etapa el río Agrio presenta un patrón de comportamiento relativamente constante,
alterado durante el intervalo AT .
A partir de las variaciones en la concentración de los grupos iónicos en las aguas del
SVH, se identificó una excelente correlación entre las variaciones de salinidad y el grupo de
los aniones, mientras que con el grupo de los cationes la correlación es ligeramente menor,
particularmente en Cr y ambas vertientes. Esta correlación diferenciada indica que el grupo
aniónico ejerce un control preponderante en la composición de las aguas con respecto al
grupo catiónico, y por lo tanto, que la composición del sistema es controlada de manera
mucho más efectiva por el flujo de origen profundo enriquecido en volátiles magmáticos
(aniones) que por los productos de la interacción fluido-roca en el conducto y ambiente
volcánico-hidrotermal somero (cationes). Las diferencias de correlación entre los grupos
iónicos y la salinidad pueden reconocerse también en los distintos miembros del SVH para
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
239
el intervalo AT , siendo particularmente notable en los casos de la vertiente V1 y el río
Agrio.
De acuerdo con los valores de la relación aniones/SO4 para todos los miembros del
SVH, se identificó que durante el durante el intervalo AT , se produce inicialmente un
enriquecimiento SO4 y posteriormente en Cl y F, para luego estabilizarse. El ordenamiento
de enriquecimientos de las especies de origen magmático (aniones), es coherente con el
orden de desgasado de estas especies desde un fundido como así también desde un fluido
desgasificado en ascenso. De esta manera, se sugiere que el comportamiento anómalo del
sistema durante el intervalo AT , junto con el incremento en la concentración de SO4, habría
estado asociado a una perturbación del ambiente volcánico-hidrotermal somero,
probablemente en respuesta al ascenso de un flujo de origen profundo, consistentemente con
lo observado en la composición de las aguas del periodo eruptivo del año 2000.
Los altos valores de la relación catión/SO4 en el SVH, previamente a la anomalía y un
marcado descenso durante el intervalo AT (tendiendo a estabilizarse hacia el final del
periodo de muestreo), indica la existencia de una concentración relativamente elevada de
EFR disponibles en solución con respecto al SO4 antes de la anomalía, como consecuencia
del lixiviado de roca primaria; mientras que durante el intervalo AT se produce un descenso
relativo de estos valores como consecuencia del marcado aumento en SO4 para este período.
Estas variaciones están asociadas a procesos de saturación y precipitación de minerales
secundarios, que involucran tanto al material lixiviado somero como al proveniente desde
ambientes profundos. Esto es consistente con el aumento de especies sobresaturadas (yeso,
cuarzo, cristobalita y sílice amorfa,) en el sistema durante el intervalo AT .
El aumento de S en el sistema junto con el incremento de las especies saturadas durante
el intervalo AT , permite suponer que la caída en el flujo de ingreso de alimentación a la
laguna, que llevó a los bajos valores de salinidad y enfriamiento del cráter, estuvieron
asociados a un descenso en la permeabilidad en la parte superior del sistema volcánico-
hidrotermal, como consecuencia del marcado aumento en la precipitación de fases minerales
secundarias en el sistema de microfracturas que conforman el conducto (efecto sello). Este
marcado aumento en las concentraciones de SO4 y en el estado de sobresaturación del
sistema, habría respondido al arribo de un flujo ácido hiperconcentrado de origen profundo
al ambiente volcánico-hidrotermal somero, de manera consistente con lo observado con el
orden de desgasado identificado. La caída de la permeabilidad por obstrucción de
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
240
microfracturas, resultaría en un paulatino aumento de la presión, que alcanzando
determinado valor produciría una descompresión, liberando los conductos y reestableciendo
las condiciones de desgasado. La normalización del desgasado restablecería el mecanismo
convectivo de las aguas de la laguna, logrando nuevamente la homogenización térmica y
composicional, y de esta manera llevar a la laguna cratérica a su aspecto habitual.
Se considera que el proceso de descenso de la permeabilidad de la parte superior del
sistema, por una obstrucción parcial o total del sistema de fracturas (efecto sello), sería el
que controle los eventos eruptivos freáticos del aparato volcánico. Cuando la acumulación
de presión del sistema volcánico-hidrotermal somero alcanza determinado valor crítico, el
proceso de descompresión se produciría de manera violenta dando lugar a eventos eruptivos
de tipo freáticos como los registrados durante la década del 90. Esta hipótesis es coherente
con la composición del material piroclástico arrojado por el volcán durante las erupciones
freáticas de 1992 al 1995, cuyo material estaba compuesto principalmente por S y sílice
secundaria. Además, la explosión freática del año 1992 se produjo a través de un cráter
menor generado fuera de los límites del cráter activo principal que aloja a la laguna
cratérica, señalando que el efecto sello en el sistema de microfracturas del conducto puede
llegar a ser lo suficientemente eficiente, como para que la liberación de presión se tenga que
producir en forma adyacente al conducto principal obturado.
De manera muy similar a lo observado con el SO4, la variación de las especies iónicas
con respecto al Cl durante el intervalo AT , es consistente con la hipótesis del ingreso de
fluidos de origen profundo en el ambiente volcánico-hidrotermal somero y el aumento en la
saturación mineral en el sistema de fracturas que alimenta la parte superior del sistema.
Como se señaló anteriormente, el río Agrio es un sitio altamente indicado para la toma
de muestras en un trabajo de seguimiento y/o monitoreo, debido a su accesibilidad durante
todo el año (incluso el periodo invernal) y su estrecha relación con las aguas provenientes
del edificio volcánico. Por estos motivos, el río Agrio superior (en el sitio “puente
Caviahue”, figura 7.01) ha sido el miembro del SVH con mayor frecuencia de muestreo.
Otro dato a considerar es que el río Agrio es el miembro más sensible del SVH a los
cambios estacionales por su mayor superficie de exposición. La conducta estacional le
confiere al río Agrio un patrón de comportamiento predecible, a partir del cual observar
rápidamente si se produjera una variación significativa en el sistema volcánico que lo
alimenta, independientemente de las relaciones iónicas como se observó en las figuras (7.04
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
241
y 7.08), y a partir de ello afinar la vigilancia en el edificio volcánico. Esta situación es
particularmente notable con la interferencia del intervalo AT en la etapa de comportamiento
más regular del río Agrio durante todo el periodo de muestreo.
En la evolución temporal de las concentraciones de las especies catiónicas más
importantes (EFR) en el río Agrio, se reconoce un comportamiento general que se ajusta al
patrón marcadamente estacional, y donde se identificó un comportamiento anómalo para las
especies K, Mg y Al justamente durante el intervalo AT . Estas especies presentan valores
relativamente mayores a los esperados para la etapa del año de altas precipitaciones. El
mismo comportamiento se identificó para el patrón de variaciones composicionales de
especies minoritarias como el Mn y el B.
Las concentraciones de Mg y Mn aumentan durante el intervalo AT , de la misma forma
que lo hicieran durante el periodo eruptivo del 2000. Los incrementos en los valores de Mg
y Mn están asociados y responderían a fluidos enriquecidos por la interacción con
ambientes magmáticos relativamente jóvenes ricos en olivinas y piroxenos, consistente con
la composición basáltica andesítica del edificio del volcán Copahue y en particular con el
material juvenil eyectado en la erupción del 2000, de características máficas con altos
contenidos de olivinas clinopiroxenos y plagliocasa. Cabe destacar que no se producen
precipitaciones de minerales secundarios que contengan Mg en las condiciones de pH y
temperatura que caracterizan a este ambiente, por tal motivo se considera que las
variaciones en la concentración de Mg reflejan directamente cambios en el proceso de
interacción agua-roca del sistema. De manera similar, las concentraciones de Al y K
presentan un incremento durante el intervalo AT al igual que sucediera para el periodo
eruptivo del 2000. El incremento en estas especies se debería a los altos contenidos en la
mineralogía involucrada en el proceso de interacción agua-roca, consistente con los altos
contenidos de K en las rocas de la región y plagioclasas andesina y labradorita para el caso
del Al. Por otro lado, el B es una especie magmática fácilmente transportada por fluidos en
ascenso y que puede ser considerada conservativa, por lo tanto el incremento en sus valores
durante el intervalo AT es coherente con la hipótesis de un pulso de fluidos concentrados de
origen profundo.
En la evolución temporal de las concentraciones de las especies aniónicas más
importantes (SO4, Cl y F) en el río Agrio, al igual que en las especies catiónicas, se
reconoció el patrón de variaciones estacional con un anómalo incremento en las
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
242
concentraciones durante el intervalo AT , modificando claramente el patrón estacional. Esto
es consistente con lo observado anteriormente, con un flujo anómalo de fluidos ácidos
hiperconcentrados de origen profundo, y del mismo modo con el aumento en las
concentraciones de especies catiónicas liberadas por el incremento de la interacción agua-
roca en el sistema profundo y en el interior del edificio volcánico. La alta disponibilidad de
especies iónicas en solución, habría favorecido los procesos de precipitación y descenso de
la permeabilidad en la parte superior del sistema donde la circulación de fluidos se reduce,
de acuerdo con el estado de sobresaturación mineral identificado para el intervalo AT , con
el consecuente descenso en el flujo de ingreso en la laguna del cráter.
De acuerdo con las variaciones temporales registradas para las distintas especies
químicas y respectivas relaciones en el SVH, se considera que las relaciones SO4/Cl, Mg/Cl
y Mg/SO4 pueden ser adecuados indicadores de perturbaciones en el ambiente volcánico-
hidrotermal, y se considera que deben ser seguidos ante la posibilidad de que puedan ser
utilizados como precursores. Se identificó una mejor correlación de anomalías durante el
intervalo AT entre las relaciones SO4/Cl y Mg/Cl, mientras que la relación Mg/SO4 presenta
una anomalía que parece anticiparse al intervalo AT . La aplicación de la relación SO4/Cl
parece ser mas efectiva en las vertientes que en el cráter y río Agrio, mientras que la
relación Mg/Cl se hace notable también en el cráter, y la relación Mg/SO4 anticipa la
anomalía claramente en el río Agrio y vertientes. El incremento en la relación SO4/Cl puede
relacionarse a un proceso intrusivo de magma joven en el sistema o al desgasado de un
fluido profundo en ascenso, respondiendo al tren de desgasado ya señalado, debido a la
menor solubilidad de las especies de S (SO2 y H2S) con respecto al HCl tanto en magmas
como acuíferos. Un aumento en la relación SO4/Cl fue observado también en el sistema
durante el evento eruptivo del año 2000. La relación Mg/Cl es un difundido parámetro de
aplicación en el seguimiento geoquímico de volcanes activos. Asumiendo que el Cl
proviene únicamente del gas magmático HCl y que el Mg es liberado por los procesos de
interacción agua-roca, un incremento en la relación sugiere inyección de magma fresco en el
sistema y el posterior descenso indica el subsiguiente desgasado del HCl. La relación Mg/Cl
mostró un marcado aumento durante la erupción del 2000 también, particularmente en las
aguas del río Agrio. Sin embargo, esta relación indica también perturbaciones menores del
ambiente volcánico-hidrotermal sin que necesariamente hubiera ocurrido una inyección
magmática.
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
243
De acuerdo con las observaciones realizadas, se considera que la anomalía (AT )
registrada durante el año 2004 responde aun pulso de fluidos profundos hiperconcentrados
más que a un fenómeno de intrusión magmática, ya que un “input” magmático implicaría
una energía de flujo que difícilmente hubiera sido contenida por una obturación de
minerales secundarios. De esta manera, la anomalía registrada estaría más relacionada a los
eventos eruptivos freáticos de 1992 y 1995 que al evento eruptivo freatomagmático del año
2000.
Se planteó un modelo conceptual geoquímico en profundidad a partir de la
caracterización geoquímica realizada en el presente trabajo, en conjunto con la información
existente sobre actividad sísmica de la zona, los procesos de deformación identificados para
el área y el reservorio geotérmico. El modelo se presenta a través de un corte esquemático
conceptual en profundidad, que involucra a los distintos ambientes que integran el sistema
volcánico-magmático-hidrotermal de la región. Esto implica no solo la existencia de la
cámara magmática y el conducto volcánico, sino también la participación de la zona de
comportamiento plástico rodeando la fuente magmática y el importante sistema hidrotermal
asociado.
A través del modelo conceptual geoquímico se esquematizó la relación entre los
distintos ambientes interpretados que componen el sistema volcánico-magmático-
hidrotermal de la región, y el origen de los flujos profundos que alimentan los sistemas
someros y responsables de las anomalías observadas. Esto último, permitió correlacionar las
variaciones identificadas desde el punto de vista geoquímico, con los procesos sismológicos
y deformacionales, e interpretar los procesos profundos que pudieran originarlas.
De acuerdo con la información obtenida sismológica y de deformación se definió una
zona de autosello o “carapace”, que controla la emisión de los fluidos magmáticos
acumulados y concentrados en la zona plástica, hacia la zona frágil a través de fracturas que
alimentarán las manifestaciones superficiales. Esta estrecha zona se comporta como un sello
relativamente impermeable, corresponde al límite frágil-dúctil y se desarrollaría siguiendo
la isoterma de 350°-400° C, a unos 3 a 4 kilómetros por debajo de la superficie.
La zona de autosello o “carapace” separa dos diferentes ambientes hidrotermales: a) un
ambiente hidrotermal somero que se desarrolla entre el sello y la superficie, cuya recarga
suele estar controlada desde el ambiente meteórico-atmosférico; y b) un ambiente
desarrollado por debajo del sello en la zona plástica, caracterizado por la acumulación en
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
244
formas lenticulares de fluidos exsueltos desde un cuerpo magmático, formando salmueras
hiperconcentradas.
En el área de estudio, el ambiente hidrotermal somero está representado por el ambiente
volcánico-hidrotermal que se aloja en el interior del edificio volcánico, cuyas
manifestaciones superficiales son la laguna del cráter y las vertientes. Hacia el noreste y
fuera del edificio volcánico, el reservorio geotérmico y las áreas termales asociadas
representan un sistema hidrotermal mucho más desarrollado, con una clara influencia
magmática, pero controlado por la recarga de origen meteórico y sin relación aparente con
el conducto del edificio volcánico. Por otro lado, el ambiente desarrollado debajo del sello
en la zona plástica dominado por las salmueras hiperconcentradas, corresponde a la zona de
acumulación de los fluidos exsueltos (en formas lenticulares) desde la cámara magmática,
que a través del conducto (tipo chimenea) alimentan principalmente al ambiente volcánico-
hidrotermal somero del edificio volcánico.
Los fluidos hiperconcentradas acumulados en zona plástica mantienen las condiciones
ácidas oxidantes características de ambientes magmáticos. El constante flujo ascendente a
través del conducto al ambiente volcánico-hidrotermal somero, y el corto tiempo de
residencia de los fluidos que esto implica, impiden en la zona de conducto el desarrollo de
un ambiente reductor típico de ambientes profundos, favoreciendo el arribo de los fluidos al
ambiente somero manteniendo condiciones oxidantes y de acidez similares a las originales
en profundidad. De esta manera, el flujo probablemente se encuentre enriquecido en la
especie de S magmática original SO2, además de HCl, HF y HBr, consistente con lo
observado en la composición de las aguas del SVH. Contrariamente, el importante sistema
hidrotermal que involucra al reservorio geotérmico, carece de un conducto con un efectivo
sistema de fracturas tipo chimenea como el edificio volcánico, y de esta manera el mayor
tiempo de residencia y circulación de los fluidos favorecería la interacción con la roca de
caja, y la consecuente conversión de los fluidos magmáticos a condiciones neutras y
reductoras características de estos ambientes. Esto es consistente con las altas
concentraciones de H2S, H2 y CH4 registradas en las fumarolas de las áreas geotermales y el
pozo geotérmico. La acidez de las aguas en superficie se debe a la oxidación del H2S en
superficie y su transformación a H2SO4, ya que las otras especies ácidas como HCl y HF por
ser más solubles quedan mayormente retenidas en aguas subsuperficiales y se empobrecen
en la composición superficial, como se ha observado en las ACV.
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
245
De acuerdo con el modelo conceptual geoquímico presentado, y la estrecha relación
planteada entre los distintos ambientes del sistema volcánico-magmático-hidrotermal, se
considera que el lapso de comportamiento anormal del SVH dentro del periodo de muestreo,
denominado intervalo AT , estaría estrechamente relacionado con el pico de actividad
sísmica registrado durante enero del 2004, y con el mecanismo que controla el proceso de
deflación del edificio volcánico. Se asocia el incremento de los eventos sísmicos en enero
del 2004 a un incremento en la presión de fluidos en la zona plástica, que generó un
brechamiento del “carapace” y una descompresión mayor a lo habitual. Esta situación
habría permitido una liberación y desgasado de fluidos hiperconcentrados mayores a los
habituales hacia el ambiente volcánico-hidrotermal somero, dando lugar a los picos de
concentración en el SVH (vertientes y río Agrio) y los valores de sobresaturación mineral
registrados en el la laguna del cráter.
El aumento en los procesos asociados de sobresaturación y precipitación de minerales
secundarios en el ambiente volcánico-hidrotermal somero, serían los responsables del
descenso en la permeabilidad de la parte superior del sistema, con la consecuente
disminución en el flujo de ingreso a la laguna del cráter, el descenso en la temperatura y
congelamiento de su superficie durante el 2004. Esto es consistente con la composición del
material piroclástico eyectado durante las erupciones freáticas de 1992 y 1995, cuya
composición estaba dominada por S y sílice secundaria. De la misma forma, se considera
que un aumento en la obturación del sistema somero podría llevar a un valor crítico de la
presión, y que este podría haber sido el mecanismo que generó las erupciones freáticas que
se registraron en el pasado en el volcán, sin que necesariamente se hubiera producido una
inyección magmática en el sistema.
Se asocia la erupción freatomagmática ocurrida en julio del 2000, (el evento eruptivo
más importante registrado en el volcán Copahue), a una inyección de magmas no
evolucionados desde ambientes profundos en la zona de cámara magmática somera que
alimenta el ambiente superficial, generando una perturbación del sistema y actuando como
mecanismo disparador del evento eruptivo. Esto es consistente con drástico cambio
observado en la composición de las emisiones gaseosas con posterioridad al año 2000,
desde composiciones enriquecidas en N2 características de arco andesíticas a valores
enriquecidos en He con altas relaciones isotópicas 3He/4He típicas de ambientes mantélicos.
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES MARIANO R. AGUSTO
246
Se considera que el arribo de un pulso de fundido profundo no evolucionado que
desestabilice la cámara magmática andesítica somera, sería el mecanismo que controle los
eventos eruptivos magmáticos de gran magnitud del volcán Copahue. Esto es consistente
con la hipótesis de la activa conexión entre la cámara magmática somera y el ambiente
mantélico profundo, de acuerdo con los altos valores en la relación 3He/4He (los más altos
hasta el momento en la Cordillera de los Andes) y los valores de δ13C-CO2 con
características mantélicas, registrados en las emisiones gaseosas. Esta situación estaría
favorecida por el adelgazamiento cortical y la anomalía de ascenso astenosférico
identificada para la zona de tras-arco entre los 37° y 39° S, y cuyo único centro emisor
activo involucrado es el Complejo Volcánico Copahue-Caviahue.
Cabe destacar, que aunque este trabajo aporta una línea de base geoquímica y una
caracterización integral del sistema general, delineando un seguimiento geoquímico del
sistema volcánico en particular en correlación con otras disciplinas volcanológicas, esta Tesis
solo sienta las bases para futuras investigaciones tendientes a profundizar el conocimiento
sobre el comportamiento de los fluidos en este sistema volcánico. De esta manera, permitirá
también avanzar en el desarrollo de nuevas técnicas para la identificación de precursores de
actividad eruptiva y su aplicación en futuros trabajos de monitoreo para este volcán activo,
considerando la importancia de esta tarea para las dos localidades aledañas (Caviahue y
Copahue).
Finalmente, teniendo en cuenta la alta aplicación de esta disciplina en el plano del
Riesgo Volcánico y su escaso o nulo desarrollo hasta el momento en nuestro país, esta Tesis
sienta las bases para la extensión de los trabajos de geoquímica de fluidos a otros sistemas
volcánicos y geotermales. Esta consideración general es especialmente relevante
considerando los numerosos volcanes activos que se encuentran a lo largo de la cordillera de
los Andes, y teniendo en cuenta las amplias regiones lindantes con comunidades que
potencialmente podrían ser afectadas, contribuyendo así con información primordial requerida
por los organismos correspondientes para la seguridad de toda región cuyos habitantes viven
en las áreas de influencia de un volcán activo.
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APENDICES MARIANO R. AGUSTO
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APÉNDICES
Puntos de Muestreo Fecha T°C CO2 HCl HF H2S S H2O N2 CH4 Ar O2 Ne H2 He CO
Laguna Chancho 1 nov-03 93.2 33916.1 201.5 7.851 369.6 0.179 963653 941.6 373.2 18.05 126.7 0.0110 391.0 0.825 0.082
Laguna Chancho 2 nov-06 27.1 845290.8 19.75 n.d. 8228.6 n.d. 127298 10196 3156.0 33.48 215.8 0.0210 5524.8 35.85 0.017
Piedra Copahue 1 nov-06 96 750712.8 13.72 n.d. 8111.6 0.338 228518 6424 2487.4 23.72 238.6 0.0139 3444.8 24.34 0.019
Piedra Copahue 2 nov-06 93 38068.6 21.49 1.349 413.4 0.071 960369 575.4 255.3 2.178 7.679 0.0012 282.1 2.417 0.001
Agua del Limón nov-06 82.6 873546.8 17.46 n.d. 9022.8 n.d. 88528 13268 5909.4 44.68 109.5 0.0288 9493.2 58.48 0.026
Las Maquinitas 1 nov-03 92.8 31920.7 245.7 8.551 256.0 0.176 966726 365.8 232.6 7.600 26.35 0.0050 209.5 0.842 0.051
Las Maquinitas 2 nov-06 135 36951.3 18.07 2.640 295.7 0.087 962011 330.7 150.7 0.993 3.296 0.0006 234.0 1.087 0.001
Las Maquinas 1 nov-06 95 29032.0 20.30 n.d. 341.1 0.094 970060 200.1 172.5 0.839 5.637 0.0004 166.0 0.827 0.001
Las Maquinas 2 nov-06 74.5 648966.2 11.73 n.d. 3571.9 n.d. 337484 4600 2442.8 14.42 46.44 0.0090 2840.6 19.73 0.015
Las Maquinas 3 feb-07 74.4 819369.6 4.424 n.d. 2058.2 n.d. 171216 2239 3032.1 8.144 21.13 0.0051 2036.6 12.14 0.011
Anfiteatro feb-07 92 33271.2 15.14 n.d. 3465.8 n.d. 961509 491.4 1037.7 2.341 8.912 0.0014 193.4 3.391 0.002
Chancho Co 1 feb-07 86 14744.0 9.507 n.d. 1097.0 0.059 983805 61.56 11.0 0.29 3.756 0.0002 266.6 0.563 0.001
Chancho Co 2 feb-07 93 17202.7 8.687 n.d. 2157.0 n.d. 980356 48.89 41.3 0.289 3.137 0.0002 182.0 0.307 0.000
Pozo COP 2 feb-07 93 37906.4 16.85 n.d. 543.0 0.024 961508 11.37 7.1 0.124 0.367 0.0001 6.5 0.067 0.000
A1.- Temperatura de emisión (°C) y composición química de las emisiones gaseosas de las distintas áreas geotermales. Concentración en mmol/mol. nd : no detectado. na : no analizado.
Puntos de Muestreo Fecha C2H6 C3H8 n-C4H10 i-C4H8 n-C5H12 n-C6H14 Dimetil-S C6H6 C4H4S C7H8 C5H6S m-p-C8H10
Laguna Chancho 1 nov-03 0.16411 0.01499 0.00129 n.d n.d n.d n.d 0.21239 0.00633 0.00531 n.d n.d
Laguna Chancho 2 nov-06 0.73227 0.09509 0.01903 0.01136 0.00220 0.00287 0.01052 0.03005 0.00220 0.00251 0.00124 0.00168
Piedra Copahue 1 nov-06 0.39825 0.05748 0.01119 0.00700 0.00145 0.00189 0.01022 0.07169 0.00549 0.00839 0.00485 0.00536
Piedra Copahue 2 nov-06 0.35758 0.03509 0.01756 0.00563 0.00208 0.00100 0.00062 0.01070 0.00052 0.00095 0.00041 0.00055
Agua del Limón nov-06 1.60411 0.21478 0.04799 0.07362 0.00764 0.01009 0.01297 0.28511 0.00159 0.02635 0.01300 0.01631
Las Maquinitas 1 nov-03 0.00466 0.00049 0.00026 n.d n.d n.d n.d 0.10809 0.00130 0.00263 n.d n.d
Las Maquinitas 2 nov-06 0.23326 0.02538 0.01456 0.00392 0.00160 0.00060 0.00032 0.00658 0.00051 0.00061 0.00033 0.00036
Las Maquinas 1 nov-06 0.19363 0.01663 0.00875 0.00359 0.00117 0.00052 0.00035 0.00221 0.00022 0.00039 0.00017 0.00023
Las Maquinas 2 nov-06 1.05015 0.11456 0.03243 0.04132 0.00548 0.00547 0.00646 0.08697 0.00409 0.00737 0.00387 0.00452
Las Maquinas 3 feb-07 2.39258 0.24689 0.15774 0.11336 0.00700 0.00404 0.00330 0.04043 0.00302 0.00522 0.00228 0.00320
Chancho Co 1 feb-07 0.12209 0.01358 0.00766 0.00385 0.00030 0.00025 0.00009 0.00484 0.00012 0.00013 0.00012 0.00016
Chancho Co 2 feb-07 0.04672 0.00870 0.00153 0.00101 0.00014 0.00012 0.00015 0.07793 0.00006 0.00101 0.00015 0.00071
Anfiteatro feb-07 0.09647 0.01142 0.00372 0.00540 0.00078 0.00078 0.00095 1.87606 0.00037 0.08922 0.00218 0.02875
Pozo COP 2 feb-07 0.01422 0.00132 0.00084 0.00049 0.00004 0.00003 0.00002 0.00788 0.00001 0.00003 0.00001 0.00002
A1 continuación.- Temperatura de emisión (°C) y composición química de las emisiones gaseosas de las distintas áreas geotermales. Concentración en mmol/mol. nd : no detectado. na : no analizado.
Puntos de Muestreo Fecha d13C R/Ra 40Ar/36Ar 84Kr/36Ar 20Ne/36Ar CO2/3He CH4/
3He
Laguna Chancho 1 nov-03 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a
Laguna Chancho 2 nov-06 -7.27 n.a n.a n.a n.a n.a n.a
Piedra Copahue 1 nov-06 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a
Piedra Copahue 2 nov-06 -7.71 7.36 332 0.014 0.801 1.5*109 1.03x107
Agua del Limón nov-06 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a
Las Maquinitas 1 nov-03 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a
Las Maquinitas 2 nov-06 -7.68 7.94 299 0.011 1.007 3.1*109 1.25x107
Las Maquinas 1 nov-06 -8.2 7.72 306 0.011 0.554 3.3*109 1.94x107
Las Maquinas 2 nov-06 -7.93 n.a n.a n.a n.a n.a n.a
Las Maquinas 3 feb-07 -8.78 n.a n.a n.a n.a n.a n.a
Anfiteatro feb-07 -6.78 5.01 297 0.092 0.438 1.4*109 4.39x107
Chancho Co 1 feb-07 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a
Chancho Co 2 feb-07 -16.33 5.02 291 0.032 0.133 8.0*109 1.92x107
Pozo COP 2 feb-07 -7.54 7.37 298 0.03 0.803 55.1*109 1.04x107
A2.- Temperatura de emisión (°C) y composición isotópica de las emisiones gaseosas seleccionadas de las distintas áreas
geotermales. δ13C en CO2 (‰ V-PDB). nd : no detectado. na : no analizado.
Puntos de Muestreo Fecha T°C CO2 HCl HF H2S S N2 CH4 Ar O2 Ne H2 He CO
Laguna Chancho 1 nov-03 93.2 933114.4 5543.3 216.0 10168.7 4.913 25907 10267 496.6 3487.1 0.303 10758.4 22.69 2.269
Laguna Chancho 2 nov-06 27.1 968591.0 22.6 n.d 9428.8 n.d 11683 3616 38.4 247.3 0.024 6330.7 41.08 0.020
Piedra Copahue 1 nov-06 96 973078.6 17.8 n.d 10514.3 0.438 8327 3224 30.8 309.3 0.018 4465.2 31.55 0.025
Piedra Copahue 2 nov-06 93 960588.1 542.3 34.0 10432.3 1.780 14520 6442 55.0 193.8 0.031 7118.9 60.99 0.034
Agua del Limón nov-06 82.6 958390.8 19.2 n.d 9899.2 n.d 14556 6483 49.0 120.2 0.032 10415.3 64.16 0.028
Las Maquinitas 1 nov-03 92.8 959330.9 7382.9 257.0 7692.9 5.277 10994 6990 228.4 791.8 0.150 6296.7 25.30 1.529
Las Maquinitas 2 nov-06 135 972686.7 475.7 69.5 7784.5 2.291 8706 3966 26.1 86.8 0.017 6160.9 28.63 0.030
Las Maquinas 1 nov-06 95 969683.0 677.9 n.d 11393.6 3.129 6683 5761 28.0 188.3 0.015 5546.1 27.64 0.022
Las Maquinas 2 nov-06 74.5 979548.6 17.7 n.d 5391.4 n.d 6944 3687 21.8 70.1 0.014 4287.6 29.78 0.023
Las Maquinas 3 feb-07 74.4 988640.5 5.3 n.d 2483.4 n.d 2701 3658 9.8 25.5 0.006 2457.3 14.64 0.013
Anfiteatro feb-07 92 864379.2 393.3 n.d 90039.5 n.d 12767 26959 60.8 231.5 0.036 5025.8 88.11 0.059
Chancho Co 1 feb-07 86 910428.1 587.0 n.d 67740.2 3.613 3801 681.6 18.0 231.9 0.011 16463.8 34.79 0.061
Chancho Co 2 feb-07 93 875702.2 442.2 n.d 109800.6 n.d 2489 2103 14.7 159.7 0.008 9266.6 15.65 0.015
Pozo COP 2 feb-07 93 984792.6 437.8 n.d 14105.8 0.634 295 185.0 3.2 9.5 0.003 167.6 1.745 0.005
A3.- Temperatura de emisión (°C) y composición química en base anhidra (gas seco) de las emisiones gaseosas de las distintas áreas geotermales. Concentración en mmol/mol. nd : no detectado. na : no analizado.
Puntos de MuestreoFecha C2H6 C3H8 n-C4H10 i-C4H8 n-C5H12 n-C6H14 Dimetil-S C6H6 C4H4S C7H8 C5H6S m-p-C8H10
Laguna Chancho 1 nov-03 4.515 0.41245 0.03560 n.d n.d n.d n.d 5.84331 0.17405 0.14597 n.d n.d
Laguna Chancho 2 nov-06 0.839 0.10896 0.02181 0.01302 0.00252 0.00329 0.01206 0.03444 0.00252 0.00287 0.00142 0.00193
Piedra Copahue 1 nov-06 0.516 0.07450 0.01451 0.00908 0.00188 0.00245 0.01325 0.09292 0.00712 0.01088 0.00628 0.00695
Piedra Copahue 2 nov-06 9.023 0.88541 0.44310 0.14199 0.05252 0.02521 0.01558 0.26990 0.01306 0.02394 0.01037 0.01380
Agua del Limón nov-06 1.760 0.23564 0.05266 0.08077 0.00838 0.01107 0.01423 0.31280 0.00174 0.02890 0.01426 0.01790
Las Maquinitas 1 nov-03 0.140 0.01477 0.00780 n.d n.d n.d n.d 3.24838 0.03916 0.07913 n.d n.d
Las Maquinitas 2 nov-06 6.140 0.66802 0.38323 0.10308 0.04215 0.01591 0.00853 0.17311 0.01347 0.01601 0.00881 0.00938
Las Maquinas 1 nov-06 6.467 0.55550 0.29235 0.11993 0.03916 0.01730 0.01183 0.07392 0.00726 0.01300 0.00574 0.00774
Las Maquinas 2 nov-06 1.585 0.17292 0.04895 0.06237 0.00827 0.00826 0.00976 0.13127 0.00617 0.01112 0.00584 0.00683
Las Maquinas 3 feb-07 2.887 0.29789 0.19033 0.13677 0.00845 0.00487 0.00398 0.04879 0.00364 0.00629 0.00275 0.00386
Anfiteatro feb-07 2.506 0.29658 0.09662 0.14018 0.02032 0.02027 0.02478 48.73950 0.00968 2.31792 0.05667 0.74695
Chancho Co 1 feb-07 7.539 0.83826 0.47277 0.23766 0.01876 0.01569 0.00530 0.29890 0.00753 0.00787 0.00710 0.00971
Chancho Co 2 feb-07 2.378 0.44286 0.07808 0.05134 0.00700 0.00631 0.00772 3.96723 0.00302 0.05127 0.00780 0.03598
Pozo COP 2 feb-07 0.369 0.03429 0.02179 0.01280 0.00102 0.00073 0.00043 0.20483 0.00030 0.00074 0.00030 0.00040
A3 continuación.- Temperatura de emisión (°C) y composición química en base anhidra (gas seco) de las emisiones gaseosas de las distintas áreas geotermales. Concentración en mmol/mol. nd : no detectado. na : no analizado.
Punto de Muestreo
T °C pH SC HCO3- SO4
= Cl- F- Br- N03- Na K Ca Mg Fe Si Al NH4 Mn B Li SO4/Cl dD d18O
Laguna Cráter
05/05/04 13.8 0.77 n.a n.a 9590 3805 423 n.a n.a 280 79 419 296 262 n.a 416.31 n.a 8579 2984 n.d 2.52 -62.62 -6.00
20/08/04 0? 0.6 n.a n.a 11915 4385 249 n.a n.a 609 178 375 324 336.6 41.4 584.9 n.a 9150.7 3300.4 n.a 2.72 n.a n.a
13/04/05 n.a n.a n.a n.a 8875.3 6498.4 1134.3 n.a n.a 417 201 715 311 291.6 64.4 817.4 n.a 8945 3996 n.a 1.37 -48.55 -2.01
13/06/05 42 n.a n.a n.a 9902.5 6668.2 768.1 n.a n.a 366 188 745 282 354.9 83.8 913.9 n.a 8926.9 3771.8 n.a 1.49 n.a n.a
15/09/05 31.6 0.8 60500 n.a 10127.3 7164.1 864.4 n.a n.a 290 181 636 232 327 101 878 n.a 8141 3946 n.a 1.41 n.a n.a
06/12/05 32.7 0.4 101500 n.a 17133.9 7486.0 932.5 n.a n.a 364 246 570 232 313 64 451 n.a 6862 2517 n.a 2.29 n.a n.a
08/04/06 33 0.6 65200 n.a 17326.4 7135.3 568.0 13.3 n.a 1006 186 834 397 314 61 566 0.11 8900 2904 n.a 2.43 n.a n.a
29/01/07 39 1.68 9500 n.a 22476.0 8144.7 625.0 16.4 n.d 421.88 201.5 689 293 n.a n.a n.a 0.17 n.a n.a n.a 2.76 n.a n.a
30/11/07 n.a n.a n.a n.a 32016.3 11012.3 765.7 23.7 n.d 398.6 241.5 802.4 276.4 n.a n.a n.a 0.90 n.a n.a 200 2.91 n.a n.a
11/12/07 n.a n.a n.a n.a 33003 11552.3 851.3 23.3 n.d 447.9 275 898 320.6 n.a n.a n.a 8.00 n.a n.a 300 2.86 n.a n.a
14/03/08 n.a n.a n.a n.a 18980.3 5873.7 450 6.7 n.d 227 162.7 565.1 206.8 n.a n.a n.a 1.10 n.a n.a 100 3.23 n.a n.a
Vertiente 1
25/02/04 n.a n.a n.a n.a 2745.53 2192.31 286.83 n.a n.a 245.44 34.25 203.49 405.12 366.9 n.a 443.27 n.a 13736 2150 n.a 1.25 n.a n.a
15/01/04 n.a n.a n.a n.a 2190.05 1746.83 246.42 n.a n.a 73.483 8.978 89.49 120.24 135.4 n.a 126.1 n.a 4667 731 n.a 1.25 n.a n.a
05/05/04 81 1.6 n.a n.a 14995 2140 441 n.a n.a 1562 225 989 703 495 n.d 1492 n.a 34948 9212 n.a 7.01 -45.99 -1.44
13/04/05 62 1.35 n.a n.a 11987.82 7026.03 524.01 n.a n.a 759 263 735 814 671.7 49.2 1509.6 n.a 22818 6149 n.a 1.71 -52.52 -3.84
08/04/06 68.3 0.84 28400 n.a 12235.9 5025.43 418.925 n.a n.a 950 261.5 516 814 765 39 911 0.49 16624 1712 n.a 2.43 n.a n.a
29/01/07 n.a n.a n.a n.a 14587.25 4928.6 406.496 n.a n.d 981.25 214 589 599 n.a n.a n.a 0.12 n.a n.a n.a 2.96 n.a n.a
31/05/07 n.a n.a n.a n.a 20049.7 7106.7 356.8 13.5 n.d 1034.7 322.4 802.7 818.5 n.a n.a n.a 1.20 n.a n.a 600 2.82 n.a n.a
30/11/07 n.a n.a n.a n.a 19643.3 5798.2 290 7.8 n.d 792.4 377.3 735.8 602.2 n.a n.a n.a 1.40 n.a n.a 500 3.39 n.a n.a
11/12/07 n.a n.a n.a n.a 20686.7 6210.7 314.2 10 n.d 851.3 416.1 799.7 599.1 n.a n.a n.a n/d n.a n.a 500 3.33 n.a n.a
15/12/07 n.a n.a n.a n.a 20887 6279.5 294 11.3 n.d 827.6 403.1 761.7 583 n.a n.a n.a 1.50 n.a n.a 400 3.33 n.a n.a
05/01/08 n.a n.a n.a n.a 21651.2 6476.8 309.3 10 n.d 892.8 445.9 793.8 601.3 n.a n.a n.a 1.20 n.a n.a 500 3.34 n.a n.a
12/01/08 64.8 1.74 33500 n.a 21537.8 6557.8 306.3 14.7 n.d 787 445.2 755.4 571.6 n.a n.a n.a 0.60 n.a n.a 500 3.28 n.a n.a
12/02/08 n.a n.a n.a n.a 25703.3 7804.2 306.8 15.5 n.d 1005.6 537.1 734.6 676.6 n.a n.a n.a 1.30 n.a n.a 600 3.29 n.a n.a
02/03/08 n.a n.a n.a n.a 25756.5 7650.7 326 13.5 n.d 1010.9 525.4 747.9 722.1 n.a n.a n.a 1.60 n.a n.a 600 3.37 n.a n.a
11/03/08 n.a n.a n.a n.a 26083.7 7424 316.5 11.7 n.d 1027.6 535.1 740.6 822.9 n.a n.a n.a 1.10 n.a n.a 800 3.51 n.a n.a
07/12/08 n.a n.a n.a n.a 18748.3 5064.7 145.7 60.2 n.d 587.1 358.7 764.1 461.6 n.a n.a n.a n.d n.a n.a 500 3.70 n.a n.a
09/12/08 n.a n.a n.a n.a 19218.3 5181.7 78.2 59.7 n.d 616.4 379.9 791 474.8 n.a n.a n.a n.d n.a n.a 500 3.71 n.a n.a
02/01/09 n.a n.a n.a n.a 21904.5 6325.8 153.3 62.5 n.d 706.2 430.4 741.5 495.4 n.a n.a n.a 1.40 n.a n.a 500 3.46 n.a n.a
22/01/09 60 0.79 32200 n.a 22699.7 6597.8 221 62.8 n.d 752.6 455.7 738.3 510.7 n.a n.a n.a 0.90 n.a n.a 700 3.44 n.a n.a
B. Temperaturas de emisión (° C), valores de pH y conductividad (SC, mS/cm), composición química e isotópica (δ18O y δD, ‰V-SMOW) de las distintas aguas de la región. Concentraciones expresadas en mg/l, excepto para Mn, B y Li en ppb. n.d : no detectado, n.a : no analizado.
Punto de Muestreo
T °C pH SC HCO3- SO4
= Cl- F- Br- N03- Na K Ca Mg Fe Si Al NH4 Mn B Li SO4/Cl dD d18O
Vertiente 2
05/05/04 52 1.32 n.a n.a 16260 1825 139 n.a n.a 1010 161 985 628 485 n.a 1140.9 n.a 34361 8351 n.a 8.91 n.a n.a
20/08/04 70 1.44 n.a n.a 20590 8283 232 n.a n.a 997 211 720 1469 678.1 n.a 1991.1 n.a 38999 7185 n.a 2.49 n.a n.a
13/04/05 44.5 1.54 n.a n.a 9700 5341 375 n.a n.a 537 171 670 622 652.6 39.6 1122.9 n.a 21310 5194 n.a 1.82 -62.64 -6.11
08/04/06 38.4 1.52 23800 n.a 18085 7468 604 n.a n.a 769 129 587 588 480 27 689 4.39 14812 1470 n.a 2.42 n.a n.a
29/01/07 20 2.3 21200 n.a 5701 1641 169 n.a n.d 219 72 181 252 n.a n.a n.a 1.81 n.a n.a n.d 3.48 n.a n.a
12/01/08 45.76 1.73 23700 n.a 15158 4901 272 12 n.d 630 267 634 474 n.a n.a n.a n.d n.a n.a n.a 3.09 n.a n.a
22/01/09 23.9 1.03 39000 n.a 6688 2113 114 55 n.d 232 99 318 204 n.a n.a n.a n.d n.a n.a n.a 3.17 n.a n.a
Río Agrio Inferior
06/11/03 7.8 2.37 1560 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 29 5 47 48 n.d 27 102.25 n.a 2187 126 n.a n.a n.a n.a
15/01/04 n.a 3 n.a n.a 584.80 456.69 57.1513 n.a n.a 51 6 79 93 74.1 n.a 80.9 n.a 4709 485 n.a 1.28 n.a n.a
25/01/04 n.a 3 n.a n.a 736.87 594.12 69.9917 n.a n.a 66 6 89 120 96.0 n.a 111.2 n.a 6035 618 n.a 1.24 n.a n.a
24/02/04 n.a 2 n.a n.a 1438.31 1135.03 123.219 n.a n.a 131 22 160 247 219.4 n.a 235.9 n.a 10655 1191 n.a 1.27 n.a n.a
05/05/04 5.5 1.97 n.a n.a 1604 614 57 n.a n.a 88 15 161 152 137.0 n.d 122.8 n.a 5717 862 n.a 2.61 n.a n.a
20/08/04 0.4 2.31 n.a n.a 1720 890 30 n.a n.a 40 15 79 103 616.7 n.a 136.3 n.a 5333 658 n.a 1.93 n.a n.a
12/11/04 7.4 2.43 n.a n.a 598 238 15 1.3 n.a 29 10 58 49 50.2 n.a 58.7 n.a 2959 461 n.a 2.51 n.a n.a
13/04/05 12.1 1.98 n.a n.a 1976.85 1066.61 69.8178 n.a n.a 122 35 166 153 170.0 23.5 229.9 n.a 7803.26 1311.61 n.a 1.85 -83.31 -10.77
15/09/05 0.8 2.2 5100 n.a 798.71 437.23 38.0453 n.a n.a 49 17 56 59 79.4 16 106.0 n.a 3356.77 727.576 n.a 1.83 n.a n.a
06/12/05 12.5 2.73 1438 n.a 390.92 122.80 10.5103 n.a n.a 6 10 22 22 23.0 9 28.8 n.a 1819.76 630.095 n.a 3.18 n.a n.a
08/04/06 7.3 2.57 9685 n.a 2255.3 834.3 90 n.a n.a 116 41 153 108 121.3 16.9 163.8 n.a 5387.97 1697.43 n.a 2.70 n.a n.a
14/11/06 4 2.72 1975 n.a 490 174 14 0.33 n.d 9 4 33 31 35.5 n.a 42 0.28 2010 520 n.d 2.82 -86.35 -11.92
29/01/07 17.3 2.77 3420 n.a 983.447 311.994 23.038 n.a n.d 53.8 13.2 67.75 62 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.d 3.15 -89.6 -11.22
12/11/07 30 2.465 5370 n.a 1109.1 343.9 24.5 0.6 n.d 52.5 18.8 69.4 56.4 n.a n.a n.a 1.60 n.a n.a n.d 3.23 n.a n.a
19/11/07 n.a n.a n.a n.a 994.2 303.1 25.5 0.5 n.d 51.4 18.3 70.5 56.2 n.a n.a n.a 2.00 n.a n.a n.d 3.28 n.a n.a
28/11/07 n.a n.a n.a n.a 692.4 202.4 21.2 0.3 n.d 32.1 12 43 34.1 n.a n.a n.a 0.20 n.a n.a n.d 3.42 n.a n.a
27/12/07 n.a n.a n.a n.a 1303.4 388.3 27.8 0.6 n.d 61.7 23.9 81.8 66.7 n.a n.a n.a 0.20 n.a n.a n.d 3.36 n.a n.a
13/01/08 22.5 2.67 7200 n.a 2341.9 696.4 57.8 1.3 n.d 103 42.3 136.5 104.1 n.a n.a n.a 0.20 n.a n.a n.d 3.36 n.a n.a
27/01/08 n.a n.a n.a n.a 2229 655.3 53.9 1.2 n.d 98.5 39.4 127.5 100.5 n.a n.a n.a 0.10 n.a n.a n.d 3.40 n.a n.a
10/02/08 n.a n.a n.a n.a 2711 791.4 58.5 1.5 n.d 116.3 49.1 147.4 115.7 n.a n.a n.a 0.30 n.a n.a n.d 3.43 n.a n.a
19/02/08 n.a n.a n.a n.a 3463.4 978.9 96.2 2.0 n.d 136.5 59.5 167.6 129.7 n.a n.a n.a 3.60 n.a n.a n.d 3.54 n.a n.a
02/03/08 n.a n.a n.a n.a 4496.2 1239.4 94.6 2.5 n.d n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.d 3.63 n.a n.a
16/03/08 15.7 1.53 23760 n.a 6656.4 1793.9 175.7 6.7 n.d 249.5 113.7 285.1 240 n.a n.a n.a 0.50 n.a n.a n.d 3.71 n.a n.a
30/04/08 n.a n.a n.a n.a 4670.2 1341.5 186.3 2.4 n.d 184.4 86.4 235.9 200.9 n.a n.a n.a 0.50 n.a n.a n.d 3.48 n.a n.a
04/05/08 n.a n.a n.a n.a 5840 1636.9 127 4.2 n.d 218.1 101.4 283 226.7 n.a n.a n.a 0.70 n.a n.a n.d 3.57 n.a n.a
24/06/08 n.a n.a n.a n.a 1513.4 442.5 73.4 0.8 n.d 55.4 26.1 91.7 57.4 n.a n.a n.a 0.20 n.a n.a n.d 3.42 n.a n.a
B continuación. Temperaturas de emisión (° C), valores de pH y conductividad (SC, mS/cm), composición química e isotópica (δ18O y δD, ‰V-SMOW) de las distintas aguas de la región. Concentraciones expresadas en mg/l, excepto para Mn, B y Li en ppb. n.d : no detectado, n.a : no analizado.
Punto de Muestreo
T °C pH SC HCO3- SO4
= Cl- F- Br- N03- Na K Ca Mg Fe Si Al NH4 Mn B Li SO4/Cl dD d18O
Río Agrio Inferior
20/07/08 n.a n.a n.a n.a 6266.1 1744 120.8 3.2 n.d 62 28.6 102.9 66.8 n.a n.a n.a 0.20 n.a n.a n.d 3.59 n.a n.a
27/07/08 n.a n.a n.a n.a 1751.5 492.9 74.4 0.9 n.d 63.5 28.6 103.8 68.9 n.a n.a n.a 0.10 n.a n.a n.d 3.55 n.a n.a
08/08/08 n.a n.a n.a n.a 844.4 231.5 20.7 0.4 n.d 31 14.5 53.4 34.3 n.a n.a n.a 1.00 n.a n.a n.d 3.65 n.a n.a
26/08/08 n.a n.a n.a n.a 1790.3 495.6 73.1 1.0 n.d 61.6 27.4 101.7 68.4 n.a n.a n.a 2.20 n.a n.a n.d 3.61 n.a n.a
09/09/08 n.a n.a n.a n.a 863 231.7 20.7 0.4 n.d 30.6 14 51.2 34 n.a n.a n.a 1.00 n.a n.a n.d 3.72 n.a n.a
23/09/08 n.a n.a n.a n.a 860.7 229.1 20.8 0.4 n.d 32.1 15.3 52.5 35.1 n.a n.a n.a 0.20 n.a n.a n.d 3.76 n.a n.a
30/09/08 n.a n.a n.a n.a 861.3 229.5 20.9 0.4 n.d 31.3 14.5 52.8 35.3 n.a n.a n.a 0.10 n.a n.a n.d 3.75 n.a n.a
07/10/08 n.a n.a n.a n.a 873.9 230.7 20.9 0.4 n.d 30.7 13.9 51.9 34.3 n.a n.a n.a 0.90 n.a n.a n.d 3.79 n.a n.a
29/12/08 n.a n.a n.a n.a 1137.6 321.3 17.3 3.6 n.d 42.9 18.9 73.4 51.5 n.a n.a n.a 1.10 n.a n.a n.d 3.54 n.a n.a
17/01/09 16.9 1.89 10140 n.a 2271.2 632.9 28.8 4.2 n.d 79.6 37.4 130.2 96.6 n.a n.a n.a 1.00 n.a n.a n.d 3.59 n.a n.a
Lago Caviahue
06/11/03 15 2.2 980 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 8 4 19 12 n.d 24 44.83 n.a 520 49 n.a n.a n.a n.a
05/05/04 10.9 2.43 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 8 7 49 22 16 n.d 13.57 n.a 713 86 n.a n.a -81 -10.8
20/08/04 5 2.9 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.d 6 15 18 19.56 n.a 17.03 n.a 816 208 n.a n.a n.a n.a
12/11/04 9 3.07 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 8 5 30 16 19.43 n.a 17.26 n.a 838 210 n.a n.a n.a n.a
13/04/05 12.1 2.77 n.a n.a 259.97 91.28 13.11 n.a n.a 15 9 17 17 24.2 13.1 22.2 n.a 1054.33 336.27 n.a 2.85 n.a n.a
15/09/05 6.1 2.9 1050 n.a 178.35 59.65 9.18 n.a n.a 3 9 9 12 19 13 16 n.a 723.864 335.22 n.a 2.99 -82.16 -10.20
06/12/05 8.5 2.65 1344 n.a 304.90 70.18 8.59 n.a n.a n.d 7 8 14 18 7 15 n.a 852.485 498.93 n.a 4.34 n.a n.a
08/04/06 12.1 3 1205 n.a 325.6 77.1 5.2 0.10 n.d 10 14 23 17 18 8 15 n.a 846.251 125.985 n.d 4.22 n.a n.a
14/11/06 8.6 2.81 1110 n.a 225 59 5.5 n.a n.d 13 4 18 20 15 n.a 12 0.13 890 480 n.d 3.81 -88.04 -10.73
14/11/06 SE 10.1 3.25 930 n.a 186.123 52.024 4.8 n.a n.d 10 3 14 16 6 n.a 10 0.21 730 360 n.d 3.58 -82.06 -11.07
14/11/06 N 6.5 3.03 1060 n.a 229 65 5.8 n.a n.d 12 4 18 19 16 n.a 14 0.26 870 140 n.d 3.52 n.a n.a
07/02/07 11.5 3.12 n.a n.a 313.8 65.8 6.1 n.a n.d 12 4 18 20 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.d 4.77 n.a n.a
12/11/07 8.6 2.81 1110 n.a 316.5 76.2 5.0 0.08 n.d 13 4 19 18 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.d 4.15 n.a n.a
17/01/09 15.4 2.94 1260 n.a 276.7 76.1 3.9 1.60 n.d 14 5 20 18 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.d 3.64 n.a n.a
Río Dulce
06/11/03 5 6 18.3 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 2 n.d 4 1 n.d 9 0.031 n.a 2 12 n.a n.a -77 -10.8
05/05/04 4.8 6.4 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.d 4 19 3 n.d n.d n.d n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a
20/08/04 1.2 6.4 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.d 3 11 2 0.44 n.a 0.12 n.a 25 203 n.a n.a n.a n.a
12/11/04 5.4 7.3 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 1 1 15 1 0.67 n.a 0.48 n.a 30 117 n.a n.a n.a n.a
13/04/05 11.5 6.54 n.a n.a 42.85 17.53 n.d n.a n.a 25 10 9 8 0.1 11.5 n.d n.a 32.2 197.8 n.a 2.44 -84.59 -10.98
15/09/05 4.2 6.9 n.a n.a 8.16 3.59 n.d n.a n.a n.d 3 n.d n.d n.d 10 n.d n.a n.a n.a n.a 2.27 n.a n.a
06/12/05 6.5 5.27 0 n.a 3.03 1.01 n.d n.a n.a n.d 2 n.d n.d n.d 3 n.d n.a n.a n.a n.a 3.02 n.a n.a
08/04/06 8.3 7.7 78.8 n.a 13 5.3 0.1 0.03 n.a 5 14 8 3 n.d 7 n.d n.a n.a n.a n.a 2.45 n.a n.a
14/11/06 4 6.65 10 n.a 3.5 0.81 2.3 n.a n.a 0.63 1.36 0.96 0.06 n.a n.a n.a n.d n.d n.d n.d 4.32 n.a n.a
17/01/09 19.2 6.6 215 n.a 65.1 15.5 1.3 0.10 n.a 9.3 2.8 14.4 10.8 n.a n.a n.a n.d n.d n.d n.d 4.20 n.a n.a
17/01/09 n.a n.a n.a n.a 10 3.7 0.2 n.a n.a 4.5 1.6 3.9 2.9 n.a n.a n.a n.d n.d n.d n.d 2.70 n.a n.a
B continuación. Temperaturas de emisión (° C), valores de pH y conductividad (SC, mS/cm), composición química e isotópica (δ18O y δD, ‰V-SMOW) de las distintas aguas de la región. Concentraciones expresadas en mg/l, excepto para Mn, B y Li en ppb. n.d : no detectado, n.a : no analizado
Punto de Muestreo
T °C pH SC HCO3- SO4
= Cl- F- Br- N03- Na K Ca Mg Fe Si Al NH4 Mn B Li SO4/Cl dD d18O
Las Máquinas
06/11/03 86 3.3 2600 n.a 4120 1.3 2.9 n.a n.a 10 4 20 8 n.d 189 15.159 n.a 585 585 n.a 3169.23 n.a n.a
05/05/04 88.2 3.1 n.a n.a 1690 1.7 n.d n.a n.a 25 14 44 8 96 n.d 55 n.a 782 8434 n.a 994.12 n.a n.a
20/08/04 86.8 2.15 n.a n.a 1488 3.3 0.3 n.a n.a 7 2 45 9 86.57 n.a 63.13 n.a 727 8751 n.a 450.91 n.a n.a
12/11/04 83.9 2.95 n.a n.a 1228 3.8 0.33 n.a n.a 8 4 29 8 99.13 n.a 86.58 n.a 880 7105 n.a 323.16 n.a n.a
13/04/05 80.9 4.6 n.a n.a 1543.39 10.25 3.17 n.a n.a 7 5 n.d 2 15.2 46.9 24.7 n.a 135 40267 n.a 150.60 -52.24 0.86
06/12/05 65.1 2.6 2432 n.a 1393.29 2.40 n.d n.a n.a n.d 7 8 6 70 56 39 n.a 599 2136 n.a 580.63 n.a n.a
08/04/06 68.2 2.94 7380 n.a 3214.1 5.1 2 n.a n.a 11.9 11.3 6.3 1.2 20 44 10 n.a 72 8087 n.a 630.22 n.a n.a
14/11/06 74.5 4.08 3500 n.a 2761 0.41 0.09 n.a n.a 3.5 6.7 1.3 0.7 22 n.a 2 862.00 50 126250 n.a 6734.15 -53.78 2.14
29/01/07 85 4.25 5070 n.a 2190.833 3.923 0.244 0.073 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 558.46 -63.99 -4.6
12/11/07 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.d 3.3 0.7 6.5 2.7 n.a n.a n.a 175.20 n.a n.a n.d n.a n.a n.a
13/11/07 85.2 4.7 3400 n.a 1858.2 4.5 0.03 n.a n.d 3.4 0.8 6.8 2.7 n.a n.a n.a 168.60 n.a n.a n.d 412.93 n.a n.a
Las Máquinas laguna
06/11/03 31 2.53 1079 n.a 681 9.6 0 n.a n.a 3 1 8 1 n.d 24 0.347 n.a 37 557 n.a 70.94 n.a n.a
05/05/04 38.8 2.35 n.a n.a 514 3.9 0.2 n.a n.a 2 6 38 3 9 n.d 3 n.a 133 1979 n.a 131.79 n.a n.a
20/08/04 36.2 1.8 n.a n.a 792 3.9 n.d n.a n.a 7 5 23 3 16.31 n.a 10.74 n.a 293 3444 n.a 203.08 n.a n.a
12/11/04 29.2 2.68 n.a n.a 174 0.93 n.d n.a n.a 19 13 12 1 3.09 n.a 1.23 n.a 75 9.59 n.a 187.10 n.a n.a
13/04/05 33.6 2.2 n.a n.a 548.04 21.75 1.15 n.a n.a 17 10 22 12 7.3 23.2 8.5 n.a 337 3627 n.a 25.20 -57.63 -4.50
06/12/05 29.2 2.73 343 n.a 90.82 1.55 n.d n.a n.a n.d 4 n.d n.d 2 5 1 n.a 45 1100 n.a 58.66 n.a n.a
08/04/06 29.7 2.54 4740 n.a 1285.4 5.2 0.1 n.a n.a 8 16 25 7 18 32 15 n.a 369 4156 n.a 247.19 n.a n.a
14/11/06 30 2.92 753 n.a n.a n.a n.a n.a n.d 2.5 0.98 3.6 1.5 1.8 n.a 0.5 12.26 < 0.03 3120 n.d n.a -82.21 -9.56
17/01/09 39.4 2.26 2740 n.a 584.2 16.1 n.d n.a n.a 6.8 3.3 9.9 3 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 36.29 n.a n.a
Las Maquinitas
06/11/03 93 3.6 2570 n.a 4980 4.9 3.6 n.a n.a 13 10 16 2 n.d 193 0.837 n.a 201 254 n.a 1016.33 n.a n.a
05/05/04 92.1 3.9 n.a n.a 930 2.2 n.d n.a n.a 10 10 34 2 12 n.d 1.675 n.a 336 323 n.a 422.73 n.a n.a
20/08/04 92.4 4.34 n.a n.a 888 2.9 n.d n.a n.a n.d 10 6 n.d 8.11 n.a 3.26 n.a 243 475 n.a 306.21 n.a n.a
12/11/04 93 3.92 n.a n.a 916 1.5 n.d n.a n.a 14 12 21 1 10.16 n.a 4.38 n.a 252 452 n.a 610.67 n.a n.a
13/04/05 92.5 2.74 n.a n.a 1439.02 3.45 2.05 n.a n.a 25 11 44 8 49.2 76.0 18.8 n.a 920 1341 n.a 416.96 -58.99 -4.85
06/12/05 100.2 3.6 1715 n.a 834.49 1.87 n.d n.a n.a n.d 10 n.d n.d 7 41 3 n.a 200 778 n.a 446.71 n.a n.a
08/04/06 87.2 3 6630 n.a 2468.6 4 0.05 n.a n.a 21 19 33 6 18 65 5 n.a 930 817 n.a 617.15 n.a n.a
14/11/06 89.5 3.13 3250 n.a 1021.958 1.83 0.36 n.a n.d 12 8.6 8.7 1.6 2.06 n.a 1.25 268.00 210 2520 n.d 558.45 n.a n.a
29/01/07 87 2.15 4010 n.a 2261.851 1.412 1.414 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 1601.88 n.a n.a
13/11/07 80 2.58 4980 n.a 1837.8 2.5 0.08 n.a n.d 18.5 11.5 13 2.5 n.a n.a n.a 291.80 n.a n.a n.d 735.12 n.a n.a
17/01/09 81.8 2.37 6500 n.a 2587.7 n.d n.d n.a n.d 28.3 9.1 45.1 14.2 n.a n.a n.a 302.60 n.a n.a n.d n.d n.a n.a
B continuación. Temperaturas de emisión (° C), valores de pH y conductividad (SC, mS/cm), composición química e isotópica (δ18O y δD, ‰V-SMOW) de las distintas aguas de la región. Concentraciones expresadas en mg/l, excepto para Mn, B y Li en ppb. n.d : no detectado, n.a : no analizado.
Punto de Muestreo
T °C pH SC HCO3- SO4
= Cl- F- Br- N03- Na K Ca Mg Fe Si Al NH4 Mn B Li SO4/Cl dD d18O
Agua del Limón
06/11/03 42.4 2.84 126 n.a 1900 4.5 2.2 n.a n.a 11 8 14 3 n.d 165 2.146 n.a 275 70 n.a 422.22 -76 -8.9
05/05/04 63 2.74 n.a n.a 650 1.9 0.34 n.a n.a 4 11 37 4 35 n.d 25.361 n.a 578 434 n.a 342.11 n.a n.a
20/08/04 55.3 2.83 n.a n.a 464 1.2 n.d n.a n.a n.d 8 13 2 26.54 n.a 8.1 n.a 452 195 n.a 386.67 n.a n.a
12/11/04 48.6 2.25 n.a n.a 458 2.9 0.53 n.a n.a 9 8 20 3 19.16 n.a 10.3 n.a 487 224 n.a 157.93 n.a n.a
13/04/05 46.1 2.71 n.a n.a 861.24 3.05 n.d n.a n.a 27 17 37 13 88.1 75.2 15.8 n.a 1467 525 n.a 282.40 -69.47 -7.95
15/09/05 54 2.93 1260 n.a 304.57 1.72 n.d n.a n.a n.d 11 2 n.d 11 46 13 n.a 323 265 n.a 177.48 n.a n.a
06/12/05 46.9 2.77 1369 n.a 476.9784 1.13847 n.d n.a n.a 5 16 6 1 14 52 10 n.a 444 566 n.a 418.96 n.a n.a
08/04/06 42.9 2.32 2720 n.a 920.2 0.4 0.3 n.a n.a 19 22 19 4 21 55 11 n.a 297 764 n.a 2300.50 n.a n.a
14/11/06 53.5 2.72 1440 n.a 391 1.46 0.39 n.a n.d 12 8 10 3 10.22 n.a 5.5 38.00 250 120 n.d 267.81 -81.93 -9.79
29/01/07 51 1.91 2250 n.a 2261.851 1.412 1.414 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 1601.88 -67.93 -6.31
13/11/07 47 235 3520 n.a 1011.6 4.4 0.2 n.a n.d 18.2 11.7 15 4.4 n.a n.a n.a 61.40 n.a n.a n.d 229.91 -51.22 0.98
17/01/09 23.8 2 4400 n.a 1206.1 2.1 0.2 n.a n.d 20.5 10 12.9 4 n.a n.a n.a 85.00 n.a n.a n.d 574.33 n.a n.a
Laguna Chancho 1
06/11/03 27.6 1.98 3460 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 14 10 48 4 n.d 80 3.824 n.a 204 35 n.a n.a -59 -4.8
05/05/04 21.2 2.05 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 3 8 76 2 7 n.d 4.187 n.a 205 38 n.a n.a n.a n.a
20/08/04 26 2 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 4 7 49 3 11.02 n.a 12.07 n.a 301 249 n.a n.a n.a n.a
12/11/04 28.3 2.41 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 7 7 43 2 7.64 n.a 5.03 n.a 194 143 n.a n.a n.a n.a
13/04/05 28.9 2.49 n.a n.a 1151.81 6.02 n.a n.a n.a 21 16 43 7 18.3 48.4 21.1 n.a 407 490 n.a 191.33 -54.59 -3.90
15/09/05 21 2.36 2329 n.a 364.78 0.94 n.a n.a n.a n.d 6 2 2 5 17 2 n.a 124 300 n.a 388.46 n.a n.a
06/12/05 20.8 2.27 2388 n.a 530.21 2.25 n.a n.a n.a n.d 8 11 n.d 5 11 2 n.a 99 421 n.a 235.82 n.a n.a
08/04/06 33.1 2.4 1685 n.a 1922.8 7.6 0.2 n.a n.a 24 24 63 8 8 48 7 n.a 297 44 n.a 253.00 n.a n.a
14/11/06 27.1 2.5 2360 n.a 461 1.7 0.27 n.a n.d 6 3 30 2 n.a n.a 4 20.00 n.a 470 n.d 271.18 -67.1 -7.42
29/01/07 36 1.83 2261 n.a 978.196 3.785 0.304 0.062 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 258.44 n.a n.a
17/01/09 24.5 2.3 4980 n.a 1872.3 5.2 0.2 n.a n.d 30.7 12.1 72.9 13.3 n.a n.a n.a 98.80 n.a n.a n.d 360.06 n.a n.a
Laguna Chancho 2
06/11/03 54 6.24 551 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 26 15 37 10 n.d 95 0.812 n.a 151 39 n.a n.a -77 -9.9
05/05/04 46 6.16 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 17 15 80 10 1 n.d 0.229 n.a 183 35 n.a n.a n.a n.a
20/08/04 54 6.25 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 16 18 39 14 1.25 n.a 0.5 n.a 228 214 n.a n.a n.a n.a
12/11/04 46.1 6 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 12 8 33 5 n.d n.a n.d n.a 0 75 n.a n.a n.a n.a
13/04/05 63.1 6.52 n.a n.a 216.43 2.82 n.a n.a n.a 36 24 41 14 39.3 46.6 11.8 n.a 529 546 n.a 76.78 n.a n.a
15/09/05 37.9 6.5 495 n.a 83.63 1.72 n.a n.a n.a 25 23 6 11 5 36 1 n.a 204 329 n.a 48.59 n.a n.a
06/12/05 36.5 5.9 287 n.a 94.04 2.51 n.a n.a n.a n.d 10 13 5 23 23 7 n.a 205.578 649 n.a 37.43 n.a n.a
08/04/06 51.9 4.7 353 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 24 22 34 9 2 25 1 n.a 101.253 174 n.a n.a n.a n.a
B continuación. Temperaturas de emisión (° C), valores de pH y conductividad (SC, mS/cm), composición química e isotópica (δ18O y δD, ‰V-SMOW) de las distintas aguas de la región. Concentraciones expresadas en mg/l, excepto para Mn, B y Li en ppb. n.d : no detectado, n.a : no analizado.
Punto de Muestreo
T °C pH SC HCO3- SO4
= Cl- F- Br- N03- Na K Ca Mg Fe Si Al NH4 Mn B Li SO4/Cl dD d18O
Laguna Sulfurosa
06/11/03 51.5 2.75 1200 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 24 12 37 8 n.d 100 0.753 n.a 171 45 n.a n.a n.a n.a
05/05/04 51 3.8 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 19 15 65 7 2 n.d 0.909 n.a 209 224 n.a n.a n.a n.a
Laguna Verde
06/11/03 22.1 2.9 643 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 19 12 34 3 n.d 138 0.236 n.a 239 25 n.a n.a -73 -8.4
05/05/04 15.2 2.1 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 9 11 63 2 5 n.d 2.707 n.a 284 28 n.a n.a n.a n.a
08/04/06 24.9 2.25 1984 n.a 491.2 3.5 0.1 n.a n.a 17 22 28 4 4 39 3 n.a 259.076 124 n.a 140.34 n.a n.a
Agua Ferruginosa
06/11/03 55.7 6.48 850 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 57 31 74 28 n.d 137 n.d n.a 129 61 n.a n.a -85 -11.8
05/05/04 34.5 6.3 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 57 34 142 30 2 n.d n.d n.a 170 81 n.a n.a n.a n.a
15/09/05 39.1 6.75 940 n.a 2.51 2.97 0.18 n.a n.a 56 40 12 27 1 54 n.d n.a 153 354 n.a 0.84 n.a n.a
26/01/09 n.a n.a n.a n.a 13.3 1.1 0.2 n.a n.a 52.7 29.2 26.4 24.8 n.a n.a n.a 5.80 n.a n.a n.a 12.09 n.a n.a
Agua Sulfurosa
06/11/03 54.9 7.2 738 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 42 24 59 24 n.d 130 0.088 n.a 74 52 n.a n.a -85 -11.9
05/05/04 40 6.8 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 36 26 117 27 n.d n.d n.d n.a 99 67 n.a n.a n.a n.a
15/09/05 48.2 6.8 735 n.a 8.18 2.65 1.08 n.a n.a 35 32 9 22 n.d 46 n.d n.a 102 312 n.a 3.09 n.a n.a
Agua del Mate
06/11/03 59.9 6.3 450 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 26 18 37 11 n.d 166 0.06 n.a 422 64 n.a n.a -86 -11.8
05/05/04 59.2 6.1 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 22 20 72 10 5 n.d n.d n.a 522 140 n.a n.a n.a n.a
15/09/05 48.1 6.24 475 n.a 33.93 2.84 0.44 n.a n.a 18 26 6 8 5 66 1 n.a 574 378 n.a 11.95 n.a n.a
Agua de Vichy
06/11/03 40.4 5.86 573 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 16 7 69 8 n.d 110 0.086 n.a 970 35 n.a n.a -85 -11.9
05/05/04 37.9 5.79 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 11 10 122 8 13 n.d -0.012 n.a 1154 50 n.a n.a n.a n.a
15/09/05 40.7 6.07 470 n.a 7.18 1.65 0.18 n.a n.a n.d 9 4 6 16 39 n.d n.a 1232 290 n.a 4.34 n.a n.a
Lag. Las Mellizas
06/11/03 2.7 5.3 250 n.a n.a n.a n.a n.a n.a 10 2 18 10 n.d 17 0.252 n.a 282 44 n.a n.a -79 -11.2
05/05/04 5 5.6 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 5 6 50 15 n.d n.d 0.376 n.a 392 203 n.a n.a n.a n.a
08/04/06 11.3 4.6 363 n.a 128.4 25.9 n/d n.a n.a 12 15 31 16 n.d 9 1 n.a 486.751 694 n.a 4.96 n.a n.a
14/11/06 1 6.25 0.29 6.832 44 11 0.51 n.a n.a 6.5 2 9.6 9 n.a n.a n.a 0.05 n.a n.d n.a 4.00 n.a n.a
18/01/09 17.5 5.97 420 n.a 109.6 26.2 1.1 0.3 n.a 12.9 3.8 20.7 16.1 n.a n.a n.a n.d n.a n.a n.a 4.18 n.a n.a
B continuación. Temperaturas de emisión (° C), valores de pH y conductividad (SC, mS/cm), composición química e isotópica (δ18O y δD, ‰V-SMOW) de las distintas aguas de la región. Concentraciones expresadas en mg/l, excepto para Mn, B y Li en ppb. n.d : no detectado, n.a : no analizado.
Punto de Muestreo
T °C pH SC HCO3- SO4
= Cl- F- Br- N03- Na K Ca Mg Fe Si Al NH4 Mn B Li SO4/Cl dD d18O
Trapa Trapa
13/04/05 93 7.3 n.a n.a 165.31 14.56 0.63 n.a n.a 22 9 58 27 31.1 34.5 12.3 n.a 1970 256 n.a 11.36 n.a n.a
08/04/06 94.4 11.2 341 n.a 788.1 11 0.1 n.a n.a 17 14 30 7 1 26 2 n.a 377 1189 n.a 71.65 n.a n.a
23/01/09 92.1 6.1 344 n.a 188.4 6.2 0.1 n.a n.d 31.9 2.4 36.5 15.3 n.a n.a n.a 8.60 n.a n.a n.d 30.39 n.a n.a
Chancho-Co 1
13/04/05 93.6 3.87 n.a n.a n.d 7.31 n.d n.a n.a 27 17 30 18 4.6 51.3 40.2 n.a 483 48 n.a n.a -69.24 -5.46
08/04/06 92.1 2.6 1462 n.a 823.4 8.7 0.08 n.a n.a 15 20 24 10 10 54 11 n.a 258 2499 n.a 94.64 n.a n.a
29/01/07 86 2.4 n.a n.a 956.008 4.874 0.398 0.053 1.416 25.36 12.05 37.8 23.6 n.a n.a n.a 29.67 n.a n.a n.a 196.14 n.a n.a
23/01/09 51.4 3.42 1520 n.a 155.3 4.8 0.2 n.a n.d 15.3 6.6 15.4 6.2 n.a n.a n.a 2.00 n.a n.a n.d 32.35 n.a n.a
Chancho-Co 2
13/04/05 93.2 3.1 n.a n.a 2081.30 4.12 n.d n.a n.a 6 6 13 17 246.0 61.8 136.6 n.a 828 25871 n.a 505.00 -55.66 1.44
08/04/06 91.5 2.07 7480 n.a 9153.6 2.5 0.06 n.a n.a 4 11 20 19 124 61 92 n.a 1111 67831 n.a 3661.44 n.a n.a
29/01/07 81 5.74 n.a n.a 288.45 18.52 0.436 2.38 0.206 18.96 5.2 47.6 24.8 124 61 92 2.58 n.a n.a n.a 15.58 n.a n.a
23/01/09 85.7 2.21 5600 n.a 3334.7 0.3 0.5 n.a n.a 12.8 1 28.8 22.2 124 61 92 74.20 n.a n.a n.d 11115.67 n.a n.a
Aguas de Deshielo
Las Mellizas 1 6.25 290 6.832 44 11 0.51 0.015 0.116 7 2 10 9 n.a n.a n.a 0.05 n.d n.d n.d 4.00 -85.12 -12.41
Hualcupen 11.5 7.02 10 15.128 0.76 0.43 0.05 0.002 0.046 2 1 2 1 n.a n.a n.a 0.06 n.d n.d n.d 1.77 -88.39 -12.08
Pucón Mahuida 4.7 6.27 30
3.66 12 0.99 0.21 n.d 0.036 1.6 0.98 2.1 1.58 n.a n.a n.a 0.14 n.d n.d n.d 12.12 n.a n.a
Rio Trolope 11 6.2 30 16.836 7.8 2.3 0.11 0.004 0.123 2.7 1.1 3.34 2.06 n.a n.a n.a 0.08 n.d n.d n.d 3.39 -86.74 -11.66
Río Agrio SuperiorRio Agrio
Puente NE10.2 3.12 1050 n.a 218 60 5.2 0.059 0.002 11 3.6 16.8 18.3 16.7 n.a 12 0.12 840 n.d n.d 3.63 n.a n.a
Salto del Agrio 12 3.48 380 n.a 85 23 2.1 0.048 0.052 7.3 2 10.6 8.75 5.09 n.a 4.5 0.04 380 50 n.d 3.70 -86.75 -12.05
Río Agrio Puerta de Trolope
12.6 3.63 330 n.a 83 23 1.9 0.022 0.039 5.4 1.8 8.85 7.4 1.81 n.a 4.25 0.18 350 <10 n.d 3.61 n.a n.a
Rio Agrio Puente - Rio
Ñorquin12.8 3.74 240 n.a 73 20 1.6 0.028 0.009 5.3 2 12.75 6.9 n.a n.a 3.25 0.05 n.d 190 n.d 3.65 n.a n.a
Rio Agrio Loncopue
14.2 6.72 110 13.42 34 8.5 0.65 0.007 0.259 1.3 1.9 11.3 5.25 n.a n.a n.a 0.03 n.d 270 n.d 4.00 n.a -12.41
B continuación. Temperaturas de emisión (° C), valores de pH y conductividad (SC, mS/cm), composición química e isotópica (δ18O y δD, ‰V-SMOW) de las distintas aguas de la región. Concentraciones expresadas en mg/l, excepto para Mn, B y Li en ppb. n.d : no detectado, n.a : no analizado.
Temperatura Máxima Media Mensual
Año / Mes Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Sep Oct Nov Dic2003 18.1 18.8 20.1 13.6 10.4 6.6 5.7 6.7 7.7 12.3 14.4 13.82004 20.5 20.4 18.5 10.6 9.7 3.3 3.2 6.3 9.2 11.8 12.5 15.92005 18.8 21.6 15.9 12.1 5.4 4.5 6.2 4.1 7.6 9.9 12.7 16.92006 19.0 20.6 16.0 15.3 9.8 6.1 4.3 7.0 8.3 9.5 14.1 14.62007 19.4 17.2 17.0 13.2 7.8 4.9 4.2
Promedio 19.2 19.7 17.5 12.9 8.6 5.1 4.7 6.0 8.2 10.9 13.4 15.3
Temperatura Mínima Media Mensual
Año / Mes Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Sep Oct Nov Dic2003 7.6 5.9 7.4 2.8 1.6 -0.1 -2.4 -2.1 -0.5 2.2 4.4 3.62004 9.2 7.7 6.5 5.6 6.5 -1.2 -1.2 -0.4 0.7 2.0 3.2 6.12005 7.2 8.4 4.8 2.0 -0.8 -2.1 -2.3 -3.1 -1.5 0.5 3.8 5.02006 7.1 8.5 4.1 3.8 1.0 0.2 -1.7 -2.3 -1.2 0.4 3.2 5.12007 8.0 6.3 5.6 2.6 -1.1 -2.1 -4.4
Promedio 7.8 7.3 5.7 3.4 1.4 -1.0 -2.4 -2.0 -0.6 1.3 3.7 4.9
Julio 2007: Calculado con valores hasta el 12/7/07
Precipitación Total Mensual
Año / Mes Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Sep Oct Nov Dic2003 59 16 22 73 57 862 276 110 162 142 102 1102004 0 52 63 59 0 158 50 56 117 0 115 742005 28 0 31 31 588 659 265 397 6 19 99 672006 91 33 15 262 167 660 673 269 206 132 26 2212007 26 79 15 119 8 196 79 *Total 204 180 146 544 820 2535 1343 832 491 293 342 472
Julio 2007: Calculado con valores hasta el 12/7/07
C. Datos de temperatura media anual máxima y mínima (°C) y precipitaciones mensuales (mm) para el intervalo 2003-2007, aportados por AICRNLN (2007). AICRNLN: Autoridad Interjurisdiccional de Cuencas Río Negro, Limay y Neuquén.