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Revista mexicana de ciencias geológicas

versión On-line ISSN 2007-2902versión impresa ISSN 1026-8774

Rev. mex. cienc. geol vol.27 no.2 México ago. 2010

 

Flujo de dióxido de carbono en el flanco oriental del volcán Peteroa, Andes del Sur

 

Carbon dioxide flux in the eastern flank of Peteroa volcano, Southern Andes

 

Romina Sanci1,*, Héctor O. Panarello1 y Héctor A. Ostera2

 

1 Instituto de Geocronología y Geología Isotópica (Universidad Buenos Aires – Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas), Pabellón INGEIS, Ciudad Universitaria, C1428EHA, Ciudad Autónoma de Buenos Aires, Argentina. * romina@ingeis.uba.ar

2 Departamento de Geología de la Universidad de Buenos Aires, Pabellón II, Ciudad Universitaria, C1428EHA, Ciudad Autónoma de Buenos Aires, Argentina.

 

Manuscrito recibido: Agosto 15, 2009.
Manuscrito corregido recibido: Marzo 9, 2010.
Manuscrito aceptado: Marzo 9, 2010.

 

RESUMEN

Este trabajo presenta los primeros resultados de flujos de CO2 asociados a la actividad volcánica del complejo volcánico Planchón–Peteroa, en la provincia de Mendoza, Argentina. El levantamiento se realizó en el valle del arroyo Los Baños, en el flanco oriental del volcán Peteroa, donde se encuentran manifestaciones de la actividad volcánica (Termas o Baños del Azufre). Los flujos de CO2 se cuantificaron aplicando el método dinámico de cámaras cerradas, calibrado previamente en laboratorio. Los valores hallados, entre 6 g/m2·día y 114 g/m2·día, se distribuyeron lognormalmente y se ajustaron a un modelo logarítmico con efecto pepita cuando se realizaron los variogramas. La curva de probabilidad acumulada demostró tres poblaciones de flujos, con medias poblacionales de 13 g/m2·día (valores vinculados a respiración del suelos), y 29 g/m2·día y 83 g/m2·día (valores anómalos). Estos valores anómalos, correlacionados positivamente con la temperatura del terreno, estarían vinculados a la desgasificación magmática del complejo, ya que se registraron en el mismo nivel topográfico que las aguas surgentes calientes, las que presentan valores de carbono inorgánico disuelto total (TDIC por sus siglas en inglés) –δ13C entre –11.7 ‰ y –9.6 ‰, correspondientes a la interacción del agua con fluidos asociados a gases de origen magmático. Los datos de isótopos estables de δ2H (~–14 ‰) y de δ18O (~–106 ‰) de estas aguas indicaron una contribución principal de aguas meteóricas, lo que sugiere que en el valle del arroyo Los Baños, las aguas de deshielo se infiltran y son calentadas por gases calientes provenientes de subsuelo. En este valle, el ascenso de CO2 resulta en dos expresiones como sigue: emisiones directas a través de las surgencias termales y emisiones difusas a través de los depósitos aluviales.

Palabras clave: flujos de CO2, emisiones superficiales difusas, isótopos estables, surgencias termales, complejo volcánico Planchón–Peteroa.

 

ABSTRACT

This work reports the first results of CO2 flux associated to the volcanic activity of the Planchón–Peteroa volcanic complex, Mendoza province, Argentina. The survey was carried out in the valley of arroyo Los Baños, in the eastern lank of the Peteroa volcano, where evidence of volcanic activity is found (Termas o Baños del Azufre). The CO2 fluxes were quantified applying the so–called dynamic closed chamber method, wich was previously calibrated in the laboratory. CO2 luxes ranged from 6 g/m2day to 114 g/m2·day; they were log–normally distributed and they were fitted to a logarithmical model with nugget effect when the variograms were applied. The cumulative probability plot showed three different flux populations with means of 13 g/m2·day (background soil gases) and 29 g/m2·day and 83 g/m2·day (anomalous gases). These anomalous values, which correlated positively with the land temperature, would be related to the magmatic degassing of the complex, since they were registered in the same topographic level that the hot springs, wich showed total dissolved inorganic carbon (TDIC) –δ13C between –11.7 ‰ to –9.6 ‰, corresponding to the interaction of the water with fluids associated to gases of magmatic origin. Isotope data of δ18O (~ –14 ‰) and δ2H (~ –106 ‰) of these water samples indicated a main contribution of meteoric waters; this suggests that in the valley of arroyo Los Baños, melt waters infiltrate into the ground and are warmed up by hot subsoil gases. In this valley, the ascent of CO2 gives rise to two manifestations as follows: direct emissions through the hot springs and diffuse emissions through the alluvial deposits.

Key words: CO2 fluxes, surface diffuse emissions, stable isotopes, hot springs, Planchón–Peteroa volcanic complex.

 

INTRODUCCIÓN

Distintos estudios sobre cuantificación de dióxido de carbono liberado a la atmósfera desde áreas volcánicas demuestran que cantidades altas de este gas no son sólo liberadas desde los cráteres activos (Gerlach, 1991; Marty y Tolstikhin, 1998) sino también a través de emisiones superficiales difusas (flujos de CO2), es decir, aquellas que son transportadas desde el terreno hacia la atmósfera por un gradiente de concentración. En este sentido, numerosos trabajos (Kling et al., 1987; Baubron et al., 1990; Allard et al., 1991; Allard, 1992; Kerrick et al., 1995; Chiodini et al., 1998, 1999, 2000) han demostrado que las emisiones difusas medidas en los flancos de los volcanes y áreas geotermales activas, así como también la descarga de CO2 a acuíferos y lagos, son del mismo orden de magnitud que aquellas emisiones provenientes del cráter.

En este trabajo se da a conocer el primer levantamiento de mediciones de emisiones difusas de CO2 en el área geotermal activa del complejo volcánico Planchón–Peteroa, conocida como Baños o Termas del Azufre. A partir de este estudio se estableció la distribución superficial de los flujos de CO2 y su asociación a vías preferenciales de migración, además de contribuir a comprender el origen de las manifestaciones termales.

En el trabajo se detalla el método utilizado en el levantamiento, la calibración realizada en laboratorio, la estrategia de muestreo, el tratamiento estadístico de los datos tomados y la influencia en los flujos de CO2 de la temperatura y humedad medidos en el terreno. Asimismo, se presenta una caracterización preliminar química (elementos mayores) e isotópica (δ18O, δ2H, δ13C) de aguas frías y termales surgentes en el área.

Las Termas del Azufre se localizan en la parte baja del valle glaciar del arroyo Los Baños, labrado sobre el flanco oriental del volcán Peteroa, y constituye un sector accesible y apto para la realización de tareas de campo con el instrumental requerido.

 

CARACTERÍSTICAS DEL SITIO DE ESTUDIO

El complejo volcánico Planchón– Peteroa se ubica en la Cordillera de Los Andes a los 35°15'S y 70°35'W e incluye dos cumbres principales: al norte, el volcán Planchón (3920 m s.n.m.) y 5 km al sur, el volcán Peteroa (4107 m s.n.m.) (Figura 1). Al área de estudio se accede, desde la localidad de Malargüe, por la ruta nacional 40 y el camino que va al paso fronterizo Vergara, recorriendo un total de 220 km desde la localidad mencionada.

El levantamiento fue realizado en enero de 2008, en las inmediaciones de la naciente septentrional del arroyo Los Baños donde se ubican las aguas calientes surgentes acumuladas en las piletas (Termas o Baños del Azufre). Este arroyo, que nace del glaciar que desciende del flanco suroriental del volcán Peteroa (Figura 2), corre por el lado norte y sur del valle, y se unen en la parte baja del mismo, para desembocar en el río Valenzuela, aproximadamente 3 km aguas abajo. En las cercanías de la confluencia de la parte septentrional y sur de este arroyo, se observó la presencia de vegas cubiertas por vegetación y anegadas entre suaves lomadas de depósitos aluviales.

Si bien no existen centros poblados en las inmediaciones del volcán y la zona permanece inaccesible durante la mayor parte del año, en época estival estas piletas son visitadas por gran número de turistas argentinos y chilenos, que acampan en la parte baja del valle. Se reconocieron diez de estas piletas, las que contienen aguas claras, inodoras, con un importante burbujeo observable en superficie y un rango de temperaturas oscilantes entre 30 °C y 45 °C. La presencia de gases en las piletas termales (en particular, abundante CO2) y sus temperaturas coinciden con lo informado por ISESSA–ISAURA (1981) para esta zona. Estas manifestaciones termales se encuentran sobre la ladera oriental del volcán Peteroa, en el quiebre de pendiente del edificio volcánico con el relleno piroclástico del valle fluvio–glaciar existente (ISESSA–ISAURA, 1981).

En niveles topográficos más altos (800 m aguas arriba de esta zona termal) se encuentra otra pileta pequeña (Figura 2) donde se acumula agua fría surgente (10 °C), transparente, con fuerte olor a H2S y sin burbujeo en la superficie.

 

MARCO GEOLÓGICO

El complejo volcánico Planchón–Peteroa es una estructura volcánica de historia de múltiples episodios con registros de actividad desde 1.2 Ma hasta la actualidad (Naranjo et al., 1999). El complejo forma parte de la Zona Volcánica Sur de la Cordillera de los Andes y sus características litológicas y geoquímicas son propias de magmatismo de arco con tendencia evolutiva calcialcalina (Haller et al., 1994). Su génesis se vincula a fallas de deslizamiento de rumbo, orientadas WNW, con formación de un volcán antiguo de edad pleistocena media–tardía, compuesto por lavas máficas (Peteroa–Azufre), y un volcán más joven de edad pleistocena–holocena (Planchón), más evolucionado en su composición y de características explosivas (Tormey et al., 1995).

El volcán Planchón exhibe estructuras distintivas que evidencian una evolución en etapas definidas como unidades Planchón 1, 2 y 3 (Figura 1) por Naranjo et al. (1999). A la primera de ellas se asocia un gran flujo de detritos volcánicos, generado por el colapso gravitacional del sector occidental del edificio, dando origen a un gran depósito de escombros volcánicos definidos por Naranjo et al. (1997) como Depósitos de Detritos Volcánicos Planchón–Teno de edad pleistocena tardía. Las emisiones de lavas basálticas y basálticas–andesíticas continuaron inmediatamente después del colapso, formando así la unidad llamada Planchón 2 (Naranjo y Haller, 2002). En la etapa Planchón 3 se registran evidencias de erupciones ocurridas a través de cinco cráteres principales que incluyen depósitos de caída, de flujo y laháricos, definidos por Naranjo y Haller (2002) como la Oleada Piroclástica Valenzuela, el Flujo Piroclástico Los Ciegos (7000 años AP) y el Depósito de Pómez Los Baños (1500 AP), además de la lava y el cono piroclástico de la erupción de 1837 d. C. y los depósitos de cenizas de las erupciones de febrero de 1991 y noviembre de 1998.

Actualmente el volcán Plachón exhibe un cráter con emisiones fumarólicas (Planchón 3) y actividad geotermal en la ladera oriental del complejo (Baños del Azufre), a 3.5 km del volcán actual.

Geología local del valle de arroyo Los Baños

El valle ha sido labrado sobre un sustrato de rocas basálticas y dacíticas profundamente erosionadas por el glaciar, correspondientes a la fase Azufre I del volcán Peteroa–Azufre. Este sustrato aflora en la parte alta del valle.

A lo largo de los flancos del valle, afloran cordones de depósitos mal seleccionados con bloques, clastos y material fino de origen glaciar (morrenas laterales) y coloración parda rojiza.

A lo ancho del valle, se observan suaves lomadas de depósitos aluviales con presencia de vegetación dispersa, en algunos casos coronadas por grandes bloques (hasta 1.5 m3) de bordes redondeados, desprendidos de las paredes del valle y transportados por gravedad hacia sectores bajos del valle. Estos depósitos aluviales se apoyan sobre el sustrato volcánico del Depósito de Pómez Los Baños (Figura 2a) y están conformados por un conglomerado soportado por matriz, formado por bloques subredondeados a redondeados de 10 a 60 cm de longitud, en matriz arenosa de grano medio a grueso y color gris amarillento. Los bloques y la matriz son de materiales volcánicos.

En algunas secciones del arroyo aparece un banco delgado (aproximadamente de 35 cm de espesor) de depósitos piroclásticos finos y laminados sobre los cuales se apoyan los depósitos de Pómez Los Baños (Figura 2b). Por su posición estratigráfica y características litológicas corresponderían con los depósitos de la Oleada Piroclástica Valenzuela.

 

MÉTODOS Y PROCEDIMIENTOS

Medición de flujos de CO2

Para medir los flujos de CO2 se utilizó el método dinámico de cámaras cerradas. Éste consistió en acumular el CO2 emitido en una cámara instalada sobre la superficie, en la cual los gases acumulados eran mezclados y enviados a un analizador portátil de gas por infrarrojo (IRGA) para su registro a intervalos regulares y reingresados a la cámara después de cada medición (Figura 3). El flujo de CO2, expresado como: (masa)–(área–1)–(tiempo–1), se calculó según la variación de la concentración de CO2 (dC) en el tiempo (dt), teniendo en cuenta los parámetros de volumen (V) y área de la cámara (A):

 

Los métodos que utilizan cámaras de acumulación presentan diferencias de hasta el 50% en la cuantificación de flujos de CO2 debido a las condiciones experimentales fijadas para medir y el diseño de cámara utilizado (Pumpanen et al., 2004). Por lo tanto, resulta necesario calibrar el método a utilizar antes de la toma de datos en el terreno. Para ello, se verificó en laboratorio el funcionamiento y confiabilidad del método citado anteriormente (Sanci et al., 2009a). El sistema construido para tal fin consistió en un tanque de volumen conocido donde el CO2 proveniente de un tubo de concentración determinada, fluía a través del material poroso con flujos controlados. En los experimentos se probaron diferentes tasas continuas y discontinuas de mezclado dentro de la cámara, así como también los tiempos en que se mezclaba. El flujo de CO2, se estimó mezclando y tomando lecturas secuenciales discretas, obteniendo regresiones lineales con un coeficiente r > 0.995 (R2 > 0.99). El mejor ajuste se logró tomando cinco lecturas consecutivas cada 3 minutos durante 12 minutos y mezclando 25 segundos antes de cada extracción de CO2 hacia el IRGA a una tasa de 250 ml/s. El parámetro de r > 0.995 para cinco lecturas (tres grados de libertad para una regresión lineal) significa que se logra un nivel de confianza > 99%, dado que el valor crítico correspondiente es 0.959 (Bevington y Robinson, 2003; Verma, 2005). La desviación encontrada en los valores medidos respecto de los referenciales fue menor al 10%, bajo las condiciones experimentales fijadas.

La cámara utilizada en las mediciones era un cilindro de aluminio, de base abierta y 0.26 m de alto y 0.30 m de diámetro (superficie de 0.070 m2 y volumen de 0.018 m3), al que se le incorporaron ciertos elementos que minimizaron las fuentes potenciales de error en el cálculo de flujos de CO2. Tales elementos fueron: un collar o anillo de acero que se insertaba en el terreno antes de iniciar las mediciones y sobre el que se colocaba la base de la cámara para impedir el ingreso de aire, una válvula de alivio de no retorno en el tope de la misma para mantener equilibradas las presiones internas y externas, dos distribuidores de flujo múltiple internos que permitieron homogeneizar los gases dentro la cámara cuando se mezclaban y un puerto en el tope de la cámara que permitía introducir un termohigrómetro y controlar así la temperatura y humedad internas.

La medición de flujos de CO2 en el valle del arroyo Los Baños se realizó siempre sobre los materiales aluvionales parcialmente cubiertos con vegetación dispersa. En las cercanías de las piletas termales se tomaron 55 muestras (en las estaciones M12 a M66; Tabla 1), mientras que 800 m aguas arriba de esta zona, en las inmediaciones de la pileta de agua fría, donde la actividad termal no era manifiesta, se tomaron 11 muestras más con el objeto de cuantificar valores de fondo en el terreno (en las estaciones M1 a M11; Tabla 1). Cabe aclarar que ningún flujo de CO2 fue medido sobre las vegas, áreas anegadas o de vegetación espesa.

Se utilizó como mapa base la imagen satelital Landsat TM de la zona. La toma de datos se realizó con un aparato de posicionamiento geográfico Garmin Rino 120 y se trabajó en coordenadas geográficas y Datum WGS84. La topografía se levantó con brújula, cinta y altímetro.

Para la zona de estudio, se hizo un muestreo no dirigido consistente en una red regular con un espaciamiento de 25 m. Al carecer de información generada previamente de emisiones superficiales de CO2 en la zona, se escogió dicho espaciamiento en función del análisis estadístico y geoestadístico aplicado a los datos de flujos de CO2 pero tomados en una fuente antropogénica (Sanci et al., 2009b). Según este análisis y comparando los resultados obtenidos para distintos espaciamientos regulares (100 m, 50 m y 25 m), pudo comprobarse que a mayor densidad de muestreo se identificaban claramente distintas subpoblaciones dentro del conjunto que respondían a distintos procesos y además que los datos de flujos de CO2 se correlacionaban espacialmente, lo que permitió determinar en forma confiable la ubicación geográfica de las zonas con anomalías y las medias subpoblaciones.

Análisis químicos e isotópicos

Se muestrearon tres piletas termales denominadas Curicó, Pertuccio y Recado, y otra pileta 800 m aguas arriba, fría, denominada Fierro. Las muestras se almacenaron en botellas plásticas de 1000 ml. Se midieron pH, temperatura y elementos mayores: HCO3, SO42–, Cl, Na+, K+, Ca2+ y Mg2+. Las mediciones de las relaciones isotópicas 13C/12C (Panarello et al., 1982), 18O/16O (Panarello y Parica, 1984) y 2H/1H (Coleman et al., 1982) se realizaron en el laboratorio de isótopos estables de INGEIS mediante espectrometría de masas. Los análisis químicos se expresan en mg l–1. Los enriquecimientos isotópicos en desviaciones (δ) respecto de un patrón internacional, se definen como sigue:

Donde δpuede ser δ18O, δ2H o δ13C, R denota la relación isotópica 18O/16O, 2H/1H o 13C/12C, M a la muestra y P al patrón internacional, i.e. V–SMOW para δ18O y δ2H y V–PDB para δ13C.

Mediciones de humedad y temperatura

La humedad gravitacional se determinó en las estaciones donde se medían los flujos de CO2 a partir de las muestras extraídas con un sacatestigos cilíndrico de 6 × 4 cm y conservadas hasta su análisis en laboratorio. Para medir la temperatura, se insertó sobre el terreno un sensor de temperatura a 10 cm de profundidad aproximadamente.

Tratamiento estadístico de los datos

Se construyeron histogramas con los valores de flujo de CO2 . Estos datos se transformaron logarítmicamente (ln) y se representaron en curvas de probabilidad acumulada. Esto se debe a que la distribución de los valores obtenidos usualmente se adapta a una distribución lognormal en rellenos sanitarios y áreas volcánicas geotermales activas (Bergfeld et al., 2001; Cardellini et al., 2003; Sanci et al., 2009b), y los cambios en la pendiente de la curva de probabilidad acumulada reflejarían subpoblaciones dentro del conjunto de datos.

La variabilidad espacial de los flujos de CO2 se estimó utilizando métodos geoestadísticos. El grado de dependencia espacial entre las muestras se determinó mediante el uso de variogramas experimentales, dado que éstos comparan la similitud entre pares de puntos a una distancia dada y una dirección particular, y expresan matemáticamente la tasa promedio de cambio de una propiedad con la distancia de separación (Oliver, 1996). En términos generales, se define el variograma como la media de los cuadrados de las diferencias entre pares de muestras separados por una distancia h:

donde N es el número de pares considerado, Z(xi) la localización y valor de la muestra, y h la distancia entre los pares; a partir de los datos se busca el modelo que mejor se ajuste a la distribución (Kitanidis, 1997).

Se hizo un análisis de regresión lineal simple para determinar la influencia que ejercen en los flujos de CO2, parámetros ambientales tales como la temperatura y humedad del terreno sobre el cual se realizaron las mediciones.

 

RESULTADOS

Flujos de CO2

Los resultados de flujos de CO2 se presentan en la Tabla 1. Para las 55 estaciones medidas en las cercanías de las piletas termales (estaciones M12–M66), el rango de valores de flujos de CO2 varió entre 6 g/m2·día y 114 g/m2·día. Los mismos se representaron en un histograma (Figura 4a) y en una curva de probabilidad acumulada (Figura 4b). La naturaleza lineal de la curva de probabilidad acumulada obtenida a partir del logaritmo natural del flujo de CO2, sugiere que los datos se ajustan a una distribución log–normal y a su vez muestran cambios de pendiente que indican subpoblaciones dentro del conjunto. Se identificaron tres grupos de datos: valores menores a 18 g/m2·día (ln menores a 2.9), valores moderados entre 21 g/m2·día y 41 g/m2·día (ln entre 2.9 y 4) y valores altos superiores a 55 g/m2·día (ln mayores a 4). Los flujos de CO2 medidos en las 11 estaciones ubicadas 800 m aguas arriba (estaciones M1–M11), sobre los mismos depósitos aluviales con vegetación dispersa que los presentes en la zona termal, fueron menores a 20 g/m2·día.

Dado que los valores de CO2 medidos como fondo (n=11, 10–20 g/m2·día, M1–M11, Tabla 1) se encontraban dentro del rango de las estaciones cercanas a piletas termales (n=55, 6–114 g/m2·día; M12–M66, Tabla 1), para obtener una interpretación alterna, se utilizó el programa DODESYS (S.P. Verma y L. Díaz–González, no publicado) para identificar valores discordantes en cada una de las dos muestras estadísticas separadas (para las estaciones M1–M11 y M12–M66). Se aplicaron solamente las pruebas de discordancia de tipo sencillo (Barnett y Lewis, 1994; Verma, 1997). Cabe aclarar que DODESYS utiliza valores críticos nuevos más precisos y exactos simulados por Verma et al. (2008), y por lo tanto provee resultados muy confiables (Verma, 1997, 2005). Se encontró que los 11 valores de fondo representan una distribución normal con un flujo de CO2 de 15.5 ± 3.2 g/m2·día (mediana ± desviación estándar), mientras que de los 55 valores, 46 demuestran también una distribución normal con un flujo de CO2 de 20 ± 10 g/m2·día. Otros nueve valores restantes de CO2 (estaciones M14, M15, M17, M18, M30, M31, M36, M47 y M56) se identificaron como valores altos discordantes según DODESYS, con un nivel de confianza de 99%. Estos valores tienen un rango de 55–114 g/m2·día (n=9, 83 ± 19 g/m2·día) y las estaciones correspondientes también representan valores relativamente altos de temperatura de 28 °C a 33 °C (n=9, 29.9 ± 1.8 °C). El uso de DODESYS, por lo tanto, nos permite identificar los valores y estaciones que inducen que los datos de CO2 parezcan distribuidos en forma log–normal ya que su separación de los otros valores deja el resto (46 datos) de forma normal. La identificación de los valores anómalos también podría ayudar a postular una interpretación alternativa ya que estos nueve datos de CO2 verdaderamente anómalos se podrían interpretar en forma separada.

En la Figura 5, se observa la distribución geográfica de los rangos del ln del flujo de CO2 en relación con la ubicación de las piletas antes mencionadas y la topografía del lugar. La distribución geográfica del ln del flujo de CO2 de los tres rangos citados demuestra que los valores altos e intermedios de flujo de CO2 se localizan en las mismas cotas que las manifestaciones termales.

Para el análisis espacial de los datos, se tomaron los valores logtransformados de flujos de CO2 de las 55 estaciones medidas en las cercanías de las piletas termales, y se realizaron variogramas direccionales con el programa VARIOWIN (Eddy y Paninatier, 1996). El variograma omnidireccional obtenido en la Figura 6, es decir, aquél que promedia la información correspondiente a todas las direcciones, se realizó con una distancia de separación (h) mínima de 30 m. Una vez que se obtuvo el variograma experimental, el paso siguiente fue encontrar un modelo paramétrico que se ajustara adecuadamente a los datos. En este caso, los valores se ajustaron a un modelo logarítmico con efecto pepita (Figura 6).

La vinculación espacial hallada entre los datos, permitió determinar en forma confiable una media para cada una de las subpoblaciones halladas en la Figura 4b: 13 ± 3 g/m2·día (n=26), 29 ± 7 g/m2·día (n=20) y 83 ± 19 g/m2·día (n=9).

Temperatura y humedad

Las temperaturas del terreno, en las estaciones muestreadas en las inmediaciones de las piletas termales, donde se midieron los flujos de CO2, registraron un rango de 16 °C a 35 °C (Tabla 1). En las estaciones muestreadas aguas arriba de esta zona, la temperatura registrada fue entre 14 °C y 25 °C (Tabla 1). El rango de valores determinado para la humedad fue de 1 a 48% para las muestras extraídas en la zona termal y de 14 a 58% para las muestras ubicadas aguas arriba (Tabla 1).

Cuando se vincularon los datos de flujos de CO2 con la temperatura medida en el terreno, se obtuvo para el primer grupo de datos, un coeficiente de determinación igual a R2 = 0.12 (r = 0.34). Es decir, la temperatura sólo logró explicar el 12% de la variación en los flujos de CO2. Para afinar el análisis, se efectuó una regresión lineal a los datos de las subpoblaciones halladas en la Figura 2.b. La mejor correlación encontrada (R2 = 0.37; r = 0.61) fue para la subpoblación que contenía valores mayores 55 g m–2 día (Figura 7).

Cuando se vincularon los valores de flujo de CO2 y humedad, no se obtuvo correlación para los datos del primer grupo ni tampoco cuando se analizaron los datos por subpoblación, mientras que para el segundo grupo se obtuvo un coeficiente de determinación de R2=0.16 (r=0.40). Sí pudo encontrarse una correlación negativa (R2=0.69, r= –0.83) cuando se construyó la gráfica de la inversa de la humedad para valores de humedad superiores al 4.5% (18 ± 11%, n=13) versus los flujos de CO2 determinados en la zona termal (Figura 8).

Mientras que la correlación encontrada entre los flujos de CO2 y la temperatura fue positiva, la correlación humedad–flujos de CO2 fue, en todos los casos, negativa. Esto pudo comprobarse también en los trabajos de laboratorio realizados en INGEIS (Sanci et al., 2009a). El coeficiente de correlación obtenido para la temperatura con los flujos de CO2 (r=0.61) es coincidente con el informado por otros autores (r=0.68) cuando vinculan a estas variables en áreas volcánicas geotermales activas (Bergfeld et al., 2001).

Aguas surgentes

La temperatura, el pH, los análisis químicos de elementos mayores y la composición isotópica de δ18O, δ2H y δ13C de las aguas de las piletas Curicó, Pertuccio, Recado y Fierro, se presentan en la Tabla 2.

Las aguas termales de las piletas Curicó, Pertuccio y Recado son bicarbonatadas magnésicas (Figura 9) con pH=7.5 y temperatura entre 30 °C y 40 °C. Se aplicó para estas aguas el programa de especiación PHREEQC (Parkhurst, 1995) y se obtuvieron valores de índices de saturación mayores a cero para la dolomita en las tres piletas: Curicó (2.06), Pertuccio (0.71) y Recado (0.97). En Curicó, el índice de la calcita también resultó mayor a cero y su valor es 0.08. Esto coincide con la composición bicarbonatada magnésica de las aguas termales.

El agua fría de la pileta Fierro es de tipo sulfatada cálcica (Figura 9) con pH=5 y temperatura de 10 °C. La composición isotópica del agua fría es de δ2H=–106 ‰ y δ18O=–14.7 ‰. Valores similares se obtuvieron en las aguas calientes de las piletas Curicó, Pertuccio y Recado: δ2H=–106 ‰ y δ18O=–14.2 a 14.6 ‰. Este rango de valores es coherente con el medido por Craig (1961) para aguas meteóricas como puede observarse en el diagrama δ2H versus δ18O donde las muestras de aguas colectadas se ubicaron sobre la recta mundial de aguas meteóricas (Figura 10). Si bien no se tiene una recta meteórica local, estudios previos realizados en zonas andinas próximas al área de estudio, demostraron que los parámetros coinciden con los de la recta meteórica promedio mundial (Albero et al., 1987; Panarello et al., 1992; Panarello y Dapeña, 1996; Panarello, 2002). Los resultados de δ13C del carbono inorgánico disuelto total (TDIC), determinados en laboratorio, varían entre –11.7 y –9.6 ‰, para las aguas de Fierro, Curicó, Pertuccio y Recado.

 

DISCUSIÓN

El intervalo de valores de emisiones difusas o flujos de CO2 obtenido en el valle del arroyo Los Baños, ladera oriental del volcán Peteroa (6 g/m2 día a 114 g/m2 día) es similar a los informados por otros autores en áreas volcánicas con emisiones difusas de CO2 (Chiodini et al., 1998; Bergfeld et al., 2001; Chiodini y Frondini, 2001; Cardellini et al., 2003; Granieri et al., 2003; Chiodini et al., 2004; Carapezza y Granieri, 2004; Caliro et al., 2005).

La distribución en el terreno de los valores de flujo (Figura 5), puede agruparse en:

i) Flujos entre 6 g/m2·día y 21 g/m2·día (ln flujo CO2 <2.9) se hallaron en los sectores topográficamente más elevados.

ii) Flujos entre 21 y 41 g/m2·día (ln flujo CO2 entre 2.9 y 4) rodean los puntos de valores altos.

iii) Flujos >55 g/m2·día (ln flujo CO2>4) están circunscritos al nivel topográfico donde emana el agua termal.

Se interpreta que los valores entre 6 g/m2 día y 21 g/m2·día corresponden a valores de fondo de flujo de CO2 vinculados a la respiración de la vegetación dispersa, ya que el rango de valores coincide con el fondo medido en niveles topográficos más altos del valle, donde las manifestaciones termales no eran observables, y con el valor de fondo informado por otros autores para este tipo de proceso (Welles et al., 2001). Los valores intermedios (entre 21 y 41 g/m2·día) y los valores altos (>55 g/m2·día) son considerados anómalos y estarían vinculados a la desgasificación magmática del complejo, ya que se registran en el mismo nivel topográfico que las aguas surgentes calientes, las que presentan valores de TDIC–δ13C entre –11.7 ‰ a –9.6 ‰, resultantes de la interacción del agua con fluidos asociados a gases de origen magmático (Capasso et al., 1997; Panarello, 2002).

Todas las aguas surgentes poseen una contribución principal de aguas meteóricas (Figura 10). Los valores de δ18O y δ2H de las aguas calientes de Curicó, Pertuccio y Recado estarían mostrando una mínima evaporación (Gat, 1971). Por otra parte el agua fría Fierro (sin burbujeo visible de CO2 ni HCO3) se encuentra desplazada hacia arriba de la recta meteórica (Figura 10) probablemente por el continuo fluir de H2S que enriquece en deuterio las aguas debido a la tendencia de este isótopo de permanecer en la fase acuosa (IAEA, 1983). Cabe aclarar que no se trata de las llamadas "aguas magmáticas o juveniles" dado que estas se encuentran muy diferenciadas en ambos isótopos (White et al., 1971; Taylor, 1977).

La similitud en la composición isotópica que muestran las aguas frías y termales, supone un origen común producto de la fusión de nieve proveniente del glaciar, como ha sido postulado en estudios previos (Haller et al., 1992). Suponiendo que ambas surgencias (frías y calientes) tienen un origen común, y que las primeras se encuentran en niveles topográficos más altos que las segundas, las primeras pertenecerían a un acuífero más superficial o "colgado" propio de áreas sometidas a acción glaciar, y las segundas a un acuífero más profundo.

Las diferencias en la composición química y parámetros físicos entre las aguas frías y calientes, en especial el bajo contenido de Mg+2 de las primeras, posiblemente esté vinculado a procesos de interacción roca básica–agua donde juegan un papel importante la temperatura y las distancias recorridas. A mayor temperatura y más tiempo de permanencia en el acuífero se incrementa la capacidad de lixiviación del fluido. La diferencia de temperatura entre las aguas surgentes estaría vinculada a la cantidad y tipo de fluido volcánico que interactúa con el agua meteórica.

Los resultados aquí obtenidos sugieren que en el valle del arroyo Los Baños, la actividad volcánica del Complejo Planchón–Peteroa se manifiesta a través del ascenso de gases de origen magmático que migran desde el subsuelo por discontinuidades asociadas al fracturamiento del complejo. Este proceso se registra a través de las surgencias, cuando los gases volcánicos interceptan las aguas de deshielo infiltradas, aportando calor y CO2, y a través de las emisiones difusas de CO2, cuyos valores anómalos se circunscriben a los sectores inmediatos a surgencias termales.

 

CONCLUSIONES

1. La confiabilidad del método dinámico de cámaras cerradas para medir flujos absolutos de CO2 desde una fuente emisora natural fue probada en laboratorio y aplicada satisfactoriamente en un área caracterizada por manifestaciones termales. En este sentido, la medición directa de flujos de CO2 permitió detectar la variabilidad espacial local de flujos de CO2 en el sector de Los Baños para una época determinada del año (enero).

2. A partir del tratamiento estadístico y geoestadístico de los datos de flujos de CO2 se determinaron tres subpoblaciones dentro del conjunto que se considera, responden a distintos procesos: valores de fondo atribuibles a la respiración de la vegetación presente (13 g/m2 día) y distintos rangos de anomalías (29 g/m2 día y 83 g/m2 día) vinculados a la desgasificación magmática del complejo.

3. El análisis en la composición isotópica de δ13C de las aguas surgentes, frías y calientes, registran valores correspondientes a fluidos asociados a gases de origen magmático.

4. La aplicación de isótopos estables del O y H en las aguas surgentes, frías y calientes, permitió detectar el origen meteórico de estas aguas.

5. En el valle del arroyo Los Baños la actividad volcánica del Complejo Planchón–Peteroa se manifiesta a través del aporte de gases calientes que migran desde el subsuelo por discontinuidades asociadas al fracturamiento del complejo volcánico. El CO2 se emite en forma directa a través de las surgencias termales o como emisiones difusas a través de los depósitos aluviales.

6. Los flujos de CO2 están influenciados por la humedad y temperatura de los terrenos en donde se miden. A mayor humedad menor flujo de CO2 y a mayor temperatura mayor flujo de CO2

 

AGRADECIMIENTOS

Agradecemos al geólogo Martín Ricardo Gozalvez por su ayuda en el campo. Este trabajo de investigación fue realizado con fondos del Instituto de Geocronología y Geología Isotópica (INGEIS). Asimismo, reconocemos las sugerencias de los dos árbitros de la revista, las cuales ayudaron a mejorar nuestra presentación.

 

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