UNIVERSIDAD DE CHILE FACULTAD DE CIENCIAS FÍSICAS Y MATEMÁTICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGÍA
EVOLUCIÓN HIDROTERMAL DEL SISTEMA GEOTERMAL NEVADOS DE CHILLÁN
TESIS PARA OPTAR AL GRADO DE MAGÍSTER EN CIENCIAS, MENCIÓN GEOLOGÍA MEMORIA PARA OPTAR AL TÍTULO DE GEÓLOGA
ROMINA CONSTANZA GALLARDO TAPIA
PROFESOR GUÍA: DIEGO MORATA CÉSPEDES
MIEMBROS DE LA COMISIÓN: MARTIN REICH MORALES CLAUDIA CANNATELLI SANTIAGO MAZA ROBLES
Este trabajo ha sido financiado por el Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA), proyecto FONDAP-CONICYT 15090013
SANTIAGO DE CHILE 2020
RESUMEN DE LA MEMORIA PARA OPTAR AL TÍTULO DE: Geóloga y grado de Magíster en Ciencias, mención Geología POR: Romina Gallardo Tapia FECHA: Abril 2020 PROFESOR GUÍA: Diego Morata Céspedes
EVOUCIÓN HIDROTERMAL DEL SISTEMA GEOTERMAL NEVADOS DE CHILLÁN
Los sistemas geotermales se originan y evolucionan bajo condiciones altamente dinámicas. Tal escenario ocasiona que estos sistemas estén sujetos a diversos factores y procesos fisicoquímicos durante su desarrollo, quedando estos registrados en la mineralogía de alteración hidrotermal. La alta variabilidad observada entre los sistemas geotermales ocasiona que la caracterización puntual de estos se constituya como un elemento crucial. En este contexto, el Sistema Geotermal Nevados de Chillán (SGNC) se ha caracterizado por ser un sistema geotermal cuya evolución y configuración espacial no han logrado ser descifradas, a pesar de ser un área geotermal andina de alto interés estudiada durante un prologando período.
En consideración de lo anterior, la presente investigación estudia en detalle la mineralogía de alteración hidrotermal presente a lo largo de los 1000 m comprendidos por el sondaje de exploración Nieblas-1 del SGNC. Para esto, 38 muestras fueron analizadas integrando Microscopia Electrónica de Barrido (SEM), Difracción de Rayos X (XRD) para separados de arcilla, y microtermometría de inclusiones fluidas. Adicionalmente, se realizaron análisis químicos de elementos mayores de las aguas termales superficiales. Dichos análisis fueron integrados con trabajos previos en el área de estudio para la implementación de una posterior modelación geoquímica, a fin de evaluar las condiciones de equilibrio en el sistema.
Una compleja evolución hidrotermal fue documentada en el SGNC a través del análisis de la mineralogía secundaria presente. Cuatro etapas conforman la secuencia paragenética de este sistema, a lo largo de las cuales se constatan un calentamiento inicial, condiciones de ebullición, la infiltración de aguas someras y un cambio en las condiciones de temperatura y/o pH de los fluidos hidrotermales profundos, respectivamente. Más aún, la distribución espacial de los minerales secundarios ilustra el desarrollo de tres zonas de alteración hidrotermal, observándose en níveles someros la presencia de alteración argílica que grada con la profundidad a una alteración sub- propilítica y finalmente propilítica. En particular, la zona de alteración sub-propilítica comprende el desarrollo del clay cap, elemento clave en la configuración espacial del SGNC. Este último restringe la circulación de los fluidos hidrotermales a estructuras secundarias, y delimita un dominio somero dominado por la circulación de fluidos ácidos sulfatados calentados por vapor, asociados a la interacción con volátiles magmáticos, respecto de un dominio profundo controlado por la presencia de aguas neutras cloruradas de baja salinidad.
Este estudio ilustra la importante función de los minerales de alteración hidrotermal como registros de las condiciones acaecidas durante la evolución de los sistemas hidrotermales. Adicionalmente, se constata el rol del clay cap como regulador de la circulación de los fluidos hidrotermales, y como elemento que aísla dominios determinados por distintas condiciones fisicoquímicas. Finalmente, el modelo de alteración hidrotermal presentado para el SGNC se configura como una contribución a la exploración de los sistemas geotermales andinos cuyo contexto geológico y características geoquímicas sean afines con las descritas para el SGNC. i
A mis padres y hermanos
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AGRADECIMIENTOS
En primer lugar quisiera agradecer a mi profesor guía, el Dr. Diego Morata, por brindarme la oportunidad de realizar este estudio de Magíster, período durante el cual su guía, apoyo y confianza en mi trabajo aportaron de forma invaluable a mi desarrollo profesional. De igual forma agradezco a los profesores Martin Reich y Claudia Cannatelli, por su excelente disposición frente a las inquietudes surgidas y por sus diversas indicaciones que potenciaron este estudio, y a Santiago Maza, por toda su colaboración y las reiteradas conversaciones que mejoraron esta investigación.
De igual forma agradezco a Diego Aravena, Angello Negri y todos quienes me apoyaron durante la realización de las dificultosas salidas a terreno, instancias en las cuales pude ahondar en discusiones respecto a esta tesis. Este trabajo no habría sido posible sin la colaboración de Verónica Rodríguez y Érica de las Mercedes Rojas en las tareas desarrolladas en el Laboratorio de Geoquímica del CEGA, y Roberto Valles y Julio Díaz, en el trabajo realizado en los laboratorios del Departamento de Geología. En la misma línea quiero agradecer a Christian Nievas por sus enseñanzas y consejos respecto a el trabajo realizado con el SEM, a Andrés Ibáñez por su ayuda con los análisis de XRD y a Estefanía Camus por todos sus consejos sobre las actividades desarrolladas en el Laboratorio de Arcillas del CEGA.
Un ámbito de desarrollo importante para este estudio tuvo lugar en la convivencia con los compañeros de la sala de posgrado y las instancias en donde se promovió el diálogo con el resto de los colaboradores del CEGA. Este trabajo no habría sido igual de grato y estimulante sin estas interacciones, y sobre todo sin el soporte que diversas personas en estos círculos me brindaron de forma reiterada y desinteresada. Agradezco también a Rodrigo Pérez por su cariño, generosidad y respaldo incesante durante el desarrollo de este proyecto.
También quisiera mencionar y agradecer el continuo apoyo que recibí por parte de Bernardette Vásquez, Karin Rojas, Blanca Baccola y Maritza Acuña, quiénes me guiaron a través de los diversos trámites administrativos que competen a los programas de posgrado y pregrado.
Quiero agradecer especialmente a mis padres y hermanos por todo el amor, apoyo y contención que me han brindado a lo largo de toda mi vida, impulsándome a través de innumerables inquietudes. Ustedes son mi ejemplo y mi orgullo.
Finalmente, agradezco el apoyo financiero del Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes, CEGA, proyecto FONDAP-CONICYT # 15090013.
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TABLA DE CONTENIDO
CAPÍTULO 1: INTRODUCCIÓN ...... 1 1.1. Estructura de la tesis ...... 1 1.2. Motivación ...... 1 1.2.1. Mineralogía de alteración hidrotermal en sistemas geotermales ...... 2 1.2.2. Desarrollo de la geotermia en Chile ...... 5 1.2.3. El Sistema Geotermal Nevados de Chillán ...... 6 1.3. Objetivos ...... 7 1.3.1. Objetivo general ...... 7 1.3.2. Objetivos específicos ...... 7 1.4. Hipótesis de trabajo ...... 7 1.5. Publicaciones y resúmenes resultantes de este trabajo ...... 7 1.5.1. Publicaciones ...... 7 1.5.2. Resúmenes en congresos ...... 8
CAPÍTULO 2: HYDROTHERMAL EVOLUTION OF THE NEVADOS DE CHILLÁN GEOTHERMAL SYSTEM, SOUTHERN ANDES ...... 9 2.1. ABSTRACT ...... 9 2.2. INTRODUCTION...... 9 2.3. GEOLOGICAL BACKGROUND ...... 11 2.4. SAMPLES AND METHODS ...... 13 2.4.1. Characterization of hydrothermal minerals ...... 13 2.4.2. Fluid inclusion microthermometry ...... 13 2.4.3. Fluid chemistry ...... 14 2.4.4. Geochemical modelling ...... 14 2.5. RESULTS ...... 14 2.5.1. Mineral paragenesis ...... 14 2.5.2. Vertical distribution and characterization of clay minerals ...... 15 2.5.3. Chemistry of thermal springs ...... 16 2.5.4. Fluid inclusion measurements ...... 17 2.6. DISCUSSION ...... 18 2.6.1. Mineral paragenesis ...... 18 2.6.2. Clay minerals and permeability constraints ...... 19
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2.6.3. Characterization of hydrothermal fluids ...... 20 2.6.3.1. Surface manifestations ...... 20 2.6.3.2. Deep-seated hydrothermal fluids ...... 21 2.6.4. Hydrothermal evolution and conceptual model of the NCGS ...... 22 2.7. CONCLUDING REMARKS ...... 23 2.8. ACKNOWLEDGEMENTS ...... 24 2.9. REFERENCES ...... 24 2.10. FIGURES ...... 33 2.11. TABLES ...... 43
CAPÍTULO 3: DISCUSIONES ...... 46
CAPÍTULO 4: CONCLUSIONES ...... 50
BIBLIOGRAFÍA ...... 51
ANEXOS ...... 57 ANEXO A: Análisis petrográfico ...... 57 A.1. Referencias geológicas ...... 57 A.2. Descripciones petrográficas ...... 59 ANEXO B: Análisis XRD ...... 78 B.1. Minerales de arcilla documentados en el pozo Nieblas-1 ...... 78 B.2. Difractogramas de los minerales de arcilla...... 79 ANEXO C. Análisis químico de aguas termales ...... 89 C.1. Diagramas ternarios ...... 89
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ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1: Modelo conceptual para sistemas geotermales hospedados en volcanes ...... 2 Figura 2: Sección esquemática de un sistema hidrotermal volcano-magmático ...... 3 Figura 3: Ubicación de las áreas termales de interés en Chile ...... 5 Figura 4: Location and geological setting of the Nevados de Chillán Geothermal System...... 33 Figura 5: NCGS surface thermal manifestations at Las Termas subcomplex...... 34 Figura 6: Simplified lithological column of Nieblas-1 drill core ...... 35 Figura 7: Polarized light images of representative vein assemblages ...... 36 Figura 8: Representative XRD patterns of clay minerals ...... 37 Figura 9: Backscattered electron (BSE-SEM and CBS-FESEM) images...... 38 Figura 10: Fluid inclussion assemblages (FIAs) types at NCGS ...... 39 Figura 11: Paragenetic sequence of hydrothermal minerals at NCGS ...... 39 Figura 12: Activity diagrams of calcium and potassium aluminosilicate minerals ...... 40 Figura 13: Illite% variation in mixed-layered illite/smectite minerals ...... 41 Figura 14: Paleo-fluid temperatures at NCGS ...... 41 Figura 15: Paleo-fluid apparent salinities at NCGS ...... 42 Figura 16: Conceptual model of Nevados de Chillán Geothermal System ...... 42 Figura 17: Modelo conceptual de la evolución hidrotermal del SGNC, etapas uno y dos ...... 47 Figura 18: Modelo conceptual de la evolución hidrotermal del SGNC, etapas tres y cuatro ...... 48 Figura 19: Microfotografías de la muestra NB 30.00 ...... 59 Figura 20: Microfotografías de la muestra NB 60.00 ...... 59 Figura 21: Microfotografías de la muestra NB 100.00 ...... 60 Figura 22: Microfotografías de la muestra NB 130.00 ...... 60 Figura 23: Microfotografías de la muestra NB 160.00 ...... 61 Figura 24: Microfotografías de la muestra NB 193.75 ...... 61 Figura 25: Microfotografías de la muestra NB 227.40 ...... 62 Figura 26: Microfotografías de la muestra NB 225.80 ...... 62 Figura 27: Microfotografías de la muestra NB 276.05 ...... 63 Figura 28: Microfotografías de la muestra NB 307.05 ...... 63 Figura 29: Microfotografías de la muestra NB 348.20 ...... 64 Figura 30: Microfotografías de la muestra NB 380.03 ...... 64 Figura 31: Microfotografías de la muestra NB 406.85 ...... 65 Figura 32: Microfotografías de la muestra NB 440.45 ...... 65 Figura 33: Microfotografías de la muestra NB 456.60 ...... 66 Figura 34: Microfotografías de la muestra NB 476.48 ...... 66 Figura 35: Microfotografías de la muestra NB 511.20 ...... 67 Figura 36: Microfotografías de la muestra NB 546.70 ...... 67 Figura 37: Microfotografías de la muestra NB 553.90 ...... 68 Figura 38: Microfotografías de la muestra NB 579.00 ...... 68 Figura 39: Microfotografías de la muestra NB 608.15 ...... 69 Figura 40: Microfotografías de la muestra NB 637.00 ...... 69 Figura 41: Microfotografías de la muestra NB678.50 ...... 70 Figura 42: Microfotografías de la muestra NB 704.45 ...... 70 Figura 43: Microfotografías de la muestra NB 719.00 ...... 71 Figura 44: Microfotografías de la muestra NB 745.70 ...... 71 Figura 45: Microfotografías de la muestra NB 763.80 ...... 72 Figura 46: Microfotografías de la muestra NB 791.00 ...... 72
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Figura 47: Microfotografías de la muestra NB 833.00 ...... 73 Figura 48: Microfotografías de la muestra NB 865.80 ...... 73 Figura 49: Microfotografías de la muestra NB 906.35 ...... 74 Figura 50: Microfotografías de la muestra NB 935.35 ...... 74 Figura 51: Microfotografías de la muestra NB 947.60 ...... 75 Figura 52: Microfotografías de la muestra NB 953.10 ...... 75 Figura 53: Microfotografías de la muestra NB 961.00 ...... 76 Figura 54: Microfotografías de la muestra NB 968.00 ...... 76 Figura 55: Microfotografías de la muestra NB 985.00 ...... 77 Figura 56: Microfotografías de la muestra NB 999.40 ...... 77 Figura 57: Patrones XRD de las muestras NB 30.00, NB 60.00 y NB 100.00 ...... 79 Figura 58: Patrones XRD de las muestras NB 130.00, NB 160.00, NB 193.75 y NB 227.40 .... 80 Figura 59: Patrones XRD de las muestras NB 255.80, NB 276.00, NB 307.00 y NB 348.20 .... 81 Figura 60: Patrones XRD de las muestras NB 380.00, NB 406.80, NB 440.40 y NB 456.60 .... 82 Figura 61: Patrones XRD de las muestras NB 476.40, NB 511.20, NB 546.70 y NB 553.90 .... 83 Figura 62: Patrones XRD de las muestras NB 579.00, NB 608.10, NB 637.00 y NB 678.50 .... 84 Figura 63: Patrones XRD de las muestras NB 704.40, NB 719.00, NB 745.70 y NB 763.80 .... 85 Figura 64: Patrones XRD de las muestras NB 791.00, NB 833.00, NB 865.80 y NB 906.30 .... 86 Figura 65: Patrones XRD de las muestras NB 935.30, NB 947.60, NB 953.10 y NB 961.00 .... 87 Figura 66: Patrones XRD de las muestras NB 968.00, NB 985.00 y NB 999.40 ...... 88 Figura 67: Diagrama piper para las muestras de aguas termales superficiales ...... 89 - -- - Figura 68: Concentraciones relativas de Cl , SO4 y HCO3 en las aguas termales superficiales ..... 89
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ÍNDICE DE TABLAS
Tabla 1: Chemical composition of thermal springs from the NCGS ...... 43 Tabla 2: Microthermometric measurements of STG 2 and STG 3 FIAs ...... 44 Tabla 3: Asociación de minerales de alteración en el pozo Nieblas-1 ...... 57 Tabla 4: Clasificación de la intensidad de alteración hidrotermal ...... 57 Tabla 5: Abreviaciones minerales empleadas ...... 57 Tabla 6: Distribución vertical y temporal de las muestras analizadas...... 58 Tabla 7: Distribución vertical de los minerales de arcilla...... 78
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CAPÍTULO 1: INTRODUCCIÓN
1.1. Estructura de la tesis
El presente trabajo se centra en el estudio de la evolución hidrotermal del Sistema Geotermal Nevados de Chillán, localizado en la Cordillera Principal de Chile central. Con tal motivo la investigación se enfoca en la caracterización de la mineralogía de alteración hidrotermal y el análisis de las principales características fisicoquímicas de los fluidos hidrotermales de este sistema.
El primer capítulo de este trabajo consiste en una introducción general donde se explicitan la motivación, objetivos e hipótesis, bajo las cuales se enmarca este estudio. En el segundo capítulo se detalla el contexto geológico, las metodologías empleadas, los resultados y las discusiones desarrolladas en esta investigación. Este capítulo corresponde a un manuscrito en preparación, titulado “Hydrothermal evolution of the Nevados de Chillán Geothermal System, Southern Andes”. El tercer capítulo resume las conclusiones principales de este trabajo.
Finalmente, se adjuntan anexos en los cuales se dispone de forma detallada la información recabada en este estudio. En el anexo A se presentan las referencias geológicas y las observaciones petrográficas realizadas. El anexo B comprende la caracterización de los minerales de arcilla, considerando su distribución espacial, sus composiciones relativas y los difractogramas analizados. El anexo C presenta los diagramas ternarios empleados en la clasificación de las aguas termales superficiales.
1.2. Motivación
Los sistemas geotermales, originados dada la interacción entre una fuente de calor, rocas permeables y fluidos que actúan como agentes de transporte del calor (Goff and Janik, 1999; Pirajno, 2009), constituyen sistemas hidrotermales dinámicos comúnmente presentes en regiones tectónicamente activas (Goff and Janik, 1999; Henley and Ellis, 1983).
Diversos factores controlan la génesis y la evolución de los sistemas geotermales. A nivel regional, el marco tectono-magmático y la actividad volcánica comprenden controles de primer orden respecto del desarrollo de estos sistemas. Esto ha permitido la clasificación general de los sistemas geotermales, definiéndose diversos modelos conceptuales conforme con estos parámetros (Fig. 1) (Henley and Ellis, 1983; Moeck, 2014). En una escala local, la litología, la permeabilidad primaria y secundaria, las propiedades físico-químicas de los fluidos hidrotermales y el contexto hidrogeológico se configuran como restricciones de segundo orden (Browne, 1978; Henley and Ellis, 1983).
En los sistemas geotermales procesos tales como el calentamiento, la ebullición, el enfriamiento y la mezcla de fluidos hidrotermales han sido ampliamente documentados, tanto en sistemas fósiles como activos (Hedenquist et al., 1992; Moore et al., 2008, 2000; Sanchez-Alfaro et al., 2016b). El impacto de estos procesos en las características fisicoquímicas de los fluidos permite que la caracterización geoquímica de las aguas hidrotermales revele parte del contexto intrínseco de cada sistema (Arnósson, 2000; Nicholson, 1993). La delimitación de zonas de upflow y outflow, la distinción de horizontes de ebullición, la indicación de procesos de mezcla de fluidos 1 hidrotermales, entre otros, son indicativos altamente relevantes no solo en la exploración y explotación de sistemas geotermales, sino también en la exploración de yacimientos minerales.
Figura 1: Modelo conceptual para sistemas geotermales hospedados en volcanes. Modificado de Henley & Ellis (1983) y Stimac et al. (2015).
1.2.1. Mineralogía de alteración hidrotermal en sistemas geotermales
La exploración y explotación de los sistemas geotermales, así como también la investigación respecto de la génesis de los depósitos epitermales, ha impulsado el desarrollo de estudios pormenorizados enfocados en desentrañar el rol de las diversas variables involucradas en la evolución de los sistemas geotermales. En particular, numerosos estudios se han centrado en el estudio de la mineralogía de alteración hidrotermal presente en sistemas geotermales (Milicich et al., 2018; Moore et al., 2008; Sanchez-Alfaro et al., 2016a; Simmons and Browne, 2000). De esta forma, se ha podido modificar e integrar los modelos preexistentes de alteración hidrotermal en sistemas mineralizados en el estudio de los sistemas geotermales (Pirajno, 2009; Stimac et al., 2015) (Fig. 2).
El desarrollo de la mineralogía de alteración en sistemas geotermales se encuentra sujeto a la composición de los fluidos hidrotermales y, las condiciones de presión y temperatura (Browne, 1978), entre otros. Tal condición faculta que la caracterización en detalle de la mineralogía secundaria se configure como una evaluación directa de las condiciones termodinámicas y composicionales acaecidas durante la evolución de los sistemas hidrotermales. De esta forma, la mineralogía de alteración hidrotermal, tanto en superficie como en subsuperficie, conforma una importante herramienta en el estudio de los sistemas geotermales.
Las solubilidades relativas de los minerales secundarios se ve afectada por diversas variables ambientales, de forma tal que los cambios en las características fisicoquímicas de los fluidos se ven reflejados en las diversas asociaciones mineralógicas presentes en los sistemas 2 hidrotermales (Browne, 1978; Henley and Ellis, 1983). En particular, la concentración de CO2 disuelto y su variación, ya sea a causa de procesos de ebullición y/o por el input de volátiles, se vincula con la presencia de ceolitas cálcicas y otros minerales calcosilicatados en lugar de calcita (Ellis, 1959; Hedenquist and Browne, 1989). Además de lo anterior, el carácter retrógrado de la solubilidad de la calcita, así como también de la anhidrita, ha permitido distinguir zonas y/o canales en los cuales se genera la recarga de estos sistemas o bien la infiltración de aguas someras (Blount and Dickson, 1969; Moore et al., 2008; Simmons and Christenson, 1994).
Figura 2: Sección esquemática de un sistema hidrotermal volcano-magmático, ilustrando los tipos de alteración comunes en sistemas hidrotermales mineralizados y la caracterización de los fluidos hidrotermales en dichas zonas. Modificado de Stimac et al. (2015).
Los campos de estabilidad de los minerales de alteración, especialmente de los minerales calcosilicatados, establecidos empírica y experimentalmente, han posibilitado el uso de la mineralogía de alteración como proxi de los perfiles de temperatura presentes en los sistemas hidrotermales (Bird et al., 1984; Reyes et al., 1993). Sin embargo, los amplios rangos de temperatura bajo los cuales se han documentado estos minerales no permite una estimación precisa de dichas condiciones. No obstante, el fuerte control ejercido por la temperatura con respecto a la minerales de arcilla (Inoue, 1995; Meunier, 2005) ha hecho que la caracterización en detalle de estos minerales se traduzca en la elaboración de perfiles de temperatura de mayor precisión.
Adicionalmente a lo descrito, la caracterización morfológica de la mineralogía de alteración hidrotermal se relaciona de forma directa con las condiciones fisicoquímicas imperantes al momento de la cristalización de los minerales secundarios. Particularmente, determinadas texturas en cristales de cuarzo y/o calcita son capaces de evidenciar procesos de ebullición (Fournier, 1985; Moncada et al., 2012; Shimizu, 2014; Simmons and Christenson, 1994) y consecuentemente se relacionan con posibles condiciones de sub o sobresaturación de los fluidos hidrotermales respecto 3 de ciertas especies en solución (Fournier, 1985). De similar forma, estudios recientes han aludido una relación entre la morfología de los minerales de arcilla y el modo en que estos minerales se presentan, distinguiéndose así minerales presentes producto del reemplazo de la mineralogía precursora vs. aquellos que se presentan a raíz de la precipitación directa desde un fluido hidrotermal (Ylagan et al., 2000).
Los minerales de arcilla, más específicamente los minerales interestratificados de arcilla tales como las series de transición clorita/esmectita e illita/esmectita, corresponden a minerales altamente sensibles a las condiciones ambientales. La dependencia de estos minerales con respecto a la composición química de la roca caja, los tiempos de interacción fluido-roca, las condiciones fisicoquímicas de los fluidos hidrotermales, las razones fluido/roca y el mecanismo de crecimiento de los cristales (Mas et al., 2006, y referencias citadas), habilita el empleo de las series de transición en la evaluación de las variables mencionadas. Tales variables se ven reflejadas en la textura de los minerales interestratificados así como también en su composición y estructura, encontrándose este último factor parcialmente representado por el número y ordenamiento de las capas expandibles en las arcillas interestraficadas, i.e. el porcentaje de esmectita presente en su composición (Inoue et al., 2005). Particularmente, el desarrollo de los minerales interestratificados de illita/esmectita se ve fuertemente influenciado por la temperatura y la distribución de la permeabilidad secundaria (Whitney, 1990). De esta forma, la caracterización composicional y estructural de los minerales interestratificados de illita/esmectita se relaciona de forma directa con la evaluación de dos de los parámetros claves en las evolución de los sistemas hidrotermales.
Adicionalmente, la mineralogía de alteración comprende un registro directo, in situ, de las condiciones de temperatura, presión y composición de los paleofluidos hidrotermales al contar con la presencia de inclusiones fluidas (Bodnar et al., 2014). La caracterización de éstas últimas ha documentado en detalle, los diversos procesos fisicoquímicos que ocurren durante la evolución de los sistemas geotermales y los cambios inducidos en los fluidos hidrotermales. La ebullición de los fluidos, y la consecuente separación de fases, ha sido confirmada mediante el estudio petrográfico de las inclusiones fluidas (Bodnar et al., 1985; Moncada et al., 2012; Van Den Kerkhof and Hein, 2001). Más aún, se ha incorporado la noción de ebullición vigorosa a las nociones pre-existentes de ebullición y no ebullición (Moncada et al., 2012) en sistemas geotermales. La infiltración de aguas someras, el desplazamiento de la fuente de calor e incluso el declive en la actividad de ésta última conforman procesos que han sido documentados al constreñir una disminución ubicua de la temperatura en subsuperficie. Lo anterior ha sido posible al comparar temperaturas de homogenización respecto de los perfiles de temperatura medidos en pozos y/o estimados mediante la mineralogía secundaria.
La abundante información que puede ser descrita mediante el estudio en detalle de la alteración hidrotermal posibilita una caracterización de la evolución y la configuración espacial de cada sistema geotermal en particular. Adicionalmente, propicia la distinción de factores clave en estos sistemas y los roles que estos ejercieron. La enmarcación de esta información respecto de los contextos de carácter regional y local, permite establecer y/o robustecer los modelos conceptuales de forma tal que estos se configuren como una herramienta efectiva en la exploración y explotación de los sistemas geotermales, y también respecto de determinados sistemas hidrotermales mineralizados. De esta forma, la investigación de la alteración hidrotermal se configura como una herramienta clave en el desarrollo de estos recursos naturales.
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1.2.2. Desarrollo de la geotermia en Chile
El contexto geodinámico impuesto por el proceso de subducción de las placas tectónicas, conlleva a la presencia de una profusa actividad volcánica (Cembrano et al., 2007; Muñoz B. and Stern, 1988) y a la existencia de numerosas estructuras (Cembrano and Lara, 2009; Giambiagi and Ramos, 2002; Melnick et al., 2006; Stanton-Yonge et al., 2016) en el territorio chileno. La convergencia de estos factores, en conjunto con la presencia de rocas con una permeabilidad favorable para ejercer como reservorios, se ha traducido en la presencia de diversas fuentes termales a lo largo del territorio continental (Fig. 3) (Hauser, 1997; Sánchez et al., 2013; Sielfeld et al., 2019; Tardani et al., 2016; Wrage et al., 2017).
Figura 3: Ubicación de las áreas termales de interés en Chile. Tomado de Aravena et al. (2016).
La exploración de los recursos geotermales en Chile se inicia en 1920 con la investigación del sistema geotermal El Tatio (Tochi, 1923). Luego, un programa de desarrollo, impulsado por la colaboración entre la Corporación Nacional de Fomento y el Programa de Desarrollo de las Naciones Unidas (CORFO-UNDP), retoma la exploración geotérmica llevando a cabo un reconocimiento geológico y geoquímico, y geofísico en el caso de zonas de mayor interés (i.e. El Tatio, Surire y Puchuldiza), de las fuentes termales presentes en el centro-norte de Chile (Lahsen, 1976; Lahsen and Trujillo, 1975). Durante las décadas de 1970 y 1980, estudios realizados por la Universidad de Chile (Grunder et al., 1987; Lahsen, 1988, 1986, 1978) trasladan la caracterización geológica y geoquímica de las fuentes termales hacia la zona centro-sur del país. A partir de 1990, la exploración de las áreas termales ha contado con la participación de la Empresa Nacional del Petróleo (ENAP), contando esta a su vez con la colaboración de la Compañia Geotérmica Francesa (CFG) (Salgado and Raasch, 2002). De forma simultánea, el Servicio Nacional de Geología y Minería (SERNAGEOMIN) realizó una caracterización de las manifestaciones termales a nivel nacional, con base en las características composicionales de las fuentes termales (Hauser, 1997). De forma más reciente, la colaboración entre ENAP y la Universidad de Chile, entre 2000 y 2004,
5 se tradujo en la caracterización en mayor detalle de zonas prioritarias en el sur de Chile (Sepúlveda et al., 2004; Sepúlveda and Lahsen, 2003). Finalmente, el proyecto FONDAP – Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA), asociado a la Universidad de Chile, ha abordado la investigación de los sistemas geotermales a partir de 2011 a lo largo de todo el territorio chileno.
Si bien la investigación de los sistemas geotermales en Chile data desde fines del siglo XX, a la fecha el área abarcada por el territorio nacional sigue siendo una de las zonas con menor desarrollo geotérmico a nivel mundial (Aravena et al., 2016; Lahsen et al., 2005; Sepúlveda et al., 2005).
1.2.3. El Sistema Geotermal Nevados de Chillán
El sistema geotermal Nevados de Chillán (SGNCh) se encuentra ubicado en la alta cordillera de la octava región del Biobío, a 150 km al este de la ciudad de Concepción en Chile central. Este sistema, hospedado en el Complejo Volcánico Nevados de Chillán (CVNC), ha sido considerado dentro de las áreas de alto potencial geotérmico emplazadas en el territorio nacional (Aravena et al., 2016).
Las características geológicas de este sistema están enmarcadas por la presencia del CVNC, que a su vez se encuentra supeditado a la presencia de un lineamiento de orientación NNW que constriñe el desarrollo espacial de la actividad volcánica (Stanton-Yonge et al., 2016). Granitoides, secuencias volcano-sedimentarias y lavas cenozoicas conforman la base del edificio volcánico. Desde el Pleistoceno medio al presente, ignimbritas y lavas han conformado el edificio volcánico propiamente tal, concentrándose la actividad volcánica en dos subcomplejos desde los 40 ka. (Deruelle and Deruelle, 1974; Dixon et al., 1999; Naranjo et al., 2008).
La presencia de numerosas fuentes termales, fumarolas e intensa alteración hidrotermal caracteriza la actividad superficial del SGNC. Estudios respecto de las manifestaciones nombradas se han enfocado en la caracterización geoquímica de los fluidos hidrotermales. Estas investigaciones han determinado que las aguas termales son del tipo ácido sulfatadas calentadas por vapor, destacándose la ausencia de aguas cloruradas y la gran variación registrada en las características fisicoquímicas de las aguas, a pesar de muestrear fuentes termales próximas unas con otras (Lahsen, 1978; Tardani et al., 2016; Wrage et al., 2017). El desarrollo de dos pozos de exploración en la zona (Aravena et al., 2016; Salgado and Raasch, 2002) ha documentado perfiles de temperatura que alcanzan los 220ºC a los ~ 1000 m de profundidad. Adicionalmente, mediante la implementación de geotermometría se ha logrado estimar temperaturas ~ 260ºC para un reservorio geotermal profundo (Salgado and Raasch, 2002).
Similitudes entre las manifestaciones superficiales del SGNC y el sistema geotermal Cordón Caulle llevaron a considerar un mismo modelo conceptual para ambos sistemas hidrotermales. Bajo este escenario, el SGNC fue propuesto como un sistema de tipo vapor dominado, sobreyacido por acuíferos someros ácidos sulfatados (Lahsen et al., 2005; Sepúlveda and Lahsen, 2003), siendo el anterior el modelo descrito para el sistema geotermal Cordón Caulle.
A pesar de que la realización de los primeros estudios del SGNC datan de 1978, y de que este sistema es considerado como un área geotermal de alto interés, a la fecha no se cuentan con
6 estudios que integren el contexto geológico con las propiedades geoquímicas del sistema con el fin de elaborar un modelo que sea consistente con ambas características.
1.3. Objetivos
1.3.1. Objetivo general
El objetivo principal de esta tesis reside en la determinación de los factores principales que enmarcaron el desarrollo del SGNCh, y en la evaluación del rol de dichos factores en la evolución y configuración actual del sistema.
1.3.2. Objetivos específicos
Realizar una caracterización en detalle de la mineralogía de alteración hidrotermal presente en el pozo de exploración Nieblas-1.
Caracterizar los fluidos hidrotermales asociados al SGNCh considerando tanto los parámetros fisicoquímicos de las fuentes termales, así como también la temperatura y salinidad de los paleo-fluidos hidrotermales..
Examinar el rol de la mineralogía secundaria, particularmente de los minerales de arcilla, con respecto a las condiciones de permeabilidad secundaria.
Evaluar un posible vínculo entre el sistema geotermal y el sistema volcano-magmático asociado al CVNCh.
1.4. Hipótesis de trabajo
La asociación espacial del SGNCh con respecto al CVNCh, y el contexto geológico dominado por la presencia de un lineamiento perteneciente al ALFS, corresponden a los controles de primer orden respecto a la evolución y la configuración actual de este sistema. Adicionalmente, un control estructural local, vinculado con la mineralogía secundaria, se relaciona directamente con la distribución y las características composicionales de las manifestaciones termales superficiales.
1.5. Publicaciones y resúmenes resultantes de este trabajo
1.5.1. Publicaciones
Gallardo R., Morata, D., Reich, M., Cannatelli, C., Maza, S. Hydrothermal evolution of the Nevados de Chillán Geothermal System, Southern Andes (manuscript in preparation). (Capítulo 2).
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1.5.2. Resúmenes en congresos
Gallardo, R., Morata, D., Maza, S., Cannatelli, C. Geochemical evolution of Nevados de Chillán Geothermal System: Evidences from hydrothermal alteration in well Nieblas-1. XV Congreso Geológico Chileno. Noviembre 18-23, 2018. Concepción, Chile.
Gallardo, R., Morata, D., Maza, S., Cannatelli, C. Hydrothermal alteration in Nevados de Chillán Geothermal System: Constraints regarding the chemical and thermal evolution of an active geothermal system. AGU Fall Meeting. December 10-14, 2018. Washington, D.C., U.S.A.
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CAPÍTULO 2: HYDROTHERMAL EVOLUTION OF THE NEVADOS DE CHILLÁN GEOTHERMAL SYSTEM, SOUTHERN ANDES
Romina Gallardo1*, Diego Morata1, Martin Reich1, Claudia Cannatelli1, Santiago Maza1
1Deparment of Geology and Andean Geothermal Center of Excellence (CEGA), Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile.
*Corresponding author: [email protected] Keywords: Hydrothermal evolution, boiling, mixing, clay cap, permeability, southern Andes
2.1. ABSTRACT
The interplay between a heat source, secondary permeability and hydrothermal fluids grants geothermal systems with a highly dynamic environment where evolving physico-chemical conditions are recorded in the alteration mineralogy. A comprehensive characterization of hydrothermal alteration is therefore essential when deciphering the major components along the development of a geothermal system. In this study we define the geochemical evolution of the Nevados de Chillán Geothermal System (NCGS) in the Southern Volcanic Zone (SVZ) of the central Andes, where a direct association with a currently active volcanic complex and vertically- inhibited fluid circulation conform the regional framework of the system. In order to characterize the secondary mineralogy present at the NCGS we integrated optical petrography, SEM observations, XRD analysis and microthermometric measurements along the 1000 m-depth well, Nieblas-1. The evolution of the system is outlined by four paragenetic stages, where the main processes identified for each phase are heating, boiling, mixing of fluids and re- equilibration to new physico-chemical conditions, respectively. Additionally, three hydrothermal zones were recognized: an upper argillic section, an intermediate sub-propylitic zone and a deep propylitic domain. Thermal springs sampled are characterizaed by pH values between 2.4 - 5.9 and high SO4-- concentrations (>290 ppm). These acid-suflfate steam-heated waters depict the contribution of primary magmatic volatiles to the hydrothermal system. Alunite recorded in the alteration haloes of veinelts between 170 – 230 m-depth denote the circulation of acid fluids at these levels. It is likely that at the depths mentioned the condensation of magmatic volatiles into shallow aquifers conforms the recharge area of the superficial thermal manifestations. Conversely, deep-seated hydrothermal fluids correspond to near-neutral chloride fluids, with salinities ranging from 0.1 to 6.9 wt.% NaCl eq. The distribution of illite/smectite and chlorite/smectite mixed- layered minerals outlines the presence of a significative clay-cap, which in this system, separates the steam heated domain from the deep hydrothermal realm and restricts fluids circulation to existing, permeable channels.
2.2. INTRODUCTION
Hydrothermal systems at the epithermal environment have been shown to be highly dynamic structures, whose evolution is framed by the presence and behavior of several factors in
9 line with regional and local settings. In geothermal systems such factors include, on a regional scale, the tectonic and volcano-magmatic setting and, on a local scale, the lithology and primary permeability of the host rocks, the physico-chemical features of hydrothermal fluids, the hydrogeologic context and the presence of secondary permeability (Henley and Ellis, 1983; Stimac et al., 2015).
Studies of hydrothermal alteration have proven to be an essential implement not only when defining the existing architecture of geothermal and epithermal systems, but also when unraveling the framework under which they were developed (Moore et al., 2000, 2008; Sanchez-Alfaro et al., 2016a; Simpson and Mauk, 2011). The susceptibility of minerals to changes concerning temperature and the chemical composition of hydrothermal fluids has enabled the evaluation of thermodynamic and compositional conditions throughout the different stages developed along the evolution of hydrothermal systems (Browne, 1978). Moreover, the direct inspection of paleo- hydrothermal fluids, as done by means of fluid inclusion analysis, has unraveled in an accurate manner changes of temperature profiles and fluid compositions, and has depicted the different fluid phases associated to preceding conditions (Hedenquist et al., 1992; Moncada et al., 2012; Sanchez- Alfaro et al., 2016a).
In addition to fluid/rock interactions, heating, cooling, mixing and boiling of fluids, are also prevalent processes in geothermal systems (Hedenquist et al., 1992; Moore et al., 2008; Simmons and Christenson, 1994). These processes have been assessed through the analysis of the alteration mineralogy and likewise through the chemical analysis of hydrothermal fluids. Notably, the response of hydrothermal minerals to changes in the physico-chemical conditions has further clarified the link between magmatic and hydrothermal systems. In locations where such configuration is present, as in volcano-hosted geothermal systems, changes brought about by the input of magmatic volatiles are in part mirrored by the presence of highly-acidic hydrothermal fluids (Rye, 2005; Stimac et al., 2015) and steam heated waters (Giggenbach, 1991; Giggenbach et al., 1988). Environmental conditions leading to the development of intense hydrothermal alteration, such as in intrusion related systems, also relates to the presence of highly effective cap- rocks. The sealing capacity of hydrothermal minerals, especially clays, heightens the enclosure capacity of cap-rocks. Clay-caps seal hydrothermal systems in regard to temperature, pressure and enthalpy (Corrado et al., 2014; Maffucci et al., 2016; Sanchez-Alfaro et al., 2016a), thus concerning critical aspects during the evolution of hydrothermal systems.
The myriad of studies regarding geothermal systems has led to the formulation of several conceptual models for these systems (Henley and Ellis, 1983; Stimac et al., 2015). These representations illustrate the key elements that conform the architecture of geothermal systems and also depict how these components interplay along the evolution of these systems. However, the numerous factors that play a role in the development of geothermal systems and the geologic context inherent to each particular system, entails the establishment of detailed characterizations for each particular system.
Along the Southern Volcanic Zone (SVZ) in the Central Andes, mineral and thermal waters with the highest temperatures recorded are associated to Quaternary volcanic products of the contemporaneous volcanic arc, especially in areas where regional-scale structures are present within or close to the last-mentioned (Hauser, 1997; Sánchez et al., 2013). In this segment, vertical permeability is promoted by the presence of intra-arc fault systems favorably oriented relative to the stress field. Such structures support the emplacement of deep convective cells (Sánchez et al.,
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2013; Tardani et al., 2016). Conversely, fault systems emplaced on the volcanic arc but severely misoriented with respect to the stress field (Arc-oblique Long-lived Fault System, ALFS), inhibit vertical permeability. This last setting favors the development of magma reservoirs, which later act as a source of heat and mass for hydrothermal systems (Sánchez et al., 2013; Tardani et al., 2016; Wrage et al., 2017). These conditions translate into favorable environments for the formation of evolved, long-lived high-enthalpy geothermal systems (Tardani et al., 2016). Despite the high geothermal potential of the area and the knowledge acquired, to this day the zone remains as one of the larger underdeveloped areas concerning geothermal energy (Aravena et al., 2016).
This study centers in the unravelling of Nevados de Chillán Geothermal System (NCGS) hydrothermal evolution. The NCGS (~ 37ºS) is a highly promising geothermal area in central Chile, hosted by an active volcanic complex framed by the presence of an ALFS structure. Surface features include extensive areas with intense hydrothermal alteration, thermal springs, bubbling pools and fumaroles, with temperatures reaching ~ 120ºC for the last-mentioned (Lahsen, 1978; Lahsen et al., 2005; Wrage et al., 2017). Two exploration wells have been drilled, providing a continuous record of the hydrothermal alteration up to ~ 1000 m-depth. Our aim is to provide a detailed characterization of a highly promising geothermal system that is associated to active volcanism and where the stress field and permeability orientation does not favor the circulation of hydrothermal fluids. We performed a systematical analysis of the NCGS alteration mineralogy along the 1000 m-depth well Nieblas-1. Optical petrography and SEM analysis, used to decode the NCGS paragenetic stages, were coupled with XRD analysis of clay minerals and microthermometry measurements in vein minerals to clarify secondary permeability and physico- chemical constraints of paleo-hydrothermal fluids. Additionally, chemical analysis of thermal springs were considered to further characterize the chemical signature of the hydrothermal fluids. Our results illustrate the NCGS present configuration and the key elements along its evolution, where magmatic contributions and progressive changes in permeability were found to be two of the major controls.
2.3. GEOLOGICAL BACKGROUND
The Andean Southern Volcanic Zone (SVZ), located in between 33º and 46ºS, has been characterized for the last 20 Ma by a geodynamic environment defined by the slightly-oblique, dextral convergence between the Nazca and South American plates, with modern convergence rates around 7-9 cm/year (Somoza, 1998; Somoza and Ghidella, 2005). Accordingly, morphostructural units and magmatism have been developed as north-south oriented belts, parallel to the convergence margin (Fig. 4.A), with the latter being related to an eastward migration of the volcanic arc as far as its current position on the Main Cordillera (Charrier et al., 2007; Farías et al., 2010).
Deformation in the upper crust brought about by the convergent regime is accommodated by large-scale structures located in the modern volcanic arc (Stanton-Yonge et al., 2016). These structures comprise fold-and-thrust belts, intra-arc fault systems, and fault zones and alignments of WNW orientation (Fig. 4.A) which conform the Arc-oblique Long-lived Fault System (ALFS) (Cembrano and Lara, 2009; Giambiagi and Ramos, 2002; Sielfeld et al., 2019; Stanton-Yonge et al., 2016). ALFS structures, which are severely disoriented with respect to the present tectonic regime (Jordan et al., 2001; Lange et al., 2008; Melnick et al., 2006), favor longer residence times and episodic magma fractionation (Cembrano and Lara, 2009; López Escobar et al., 1995; Stanton- Yonge et al., 2016), and inhibit vertical fluid permeability (Tardani et al., 2016) in magmatic- 11 hydrothermal systems. Despite the former, temporally variable stress regimes, as induced by megathrust events, shift ALFS behavior to normal slip structures with tensile tractions that can act as “pumps” when considering the ascent of magmas and geofluids (Sielfeld et al., 2019; Stanton- Yonge et al., 2016).
In the studied area, the volcanic arc is characterized by the solely presence of a large-scale ALFS structure, which has framed the development of the Nevados de Chillán Volcanic Complex (Fig. 4.B) and the Nevados de Chillán Geothermal System (NCGS). The basement of the Nevados de Chillán Volcanic Complex (NCVC) is composed of Miocene to Early Pleistocene volcano- sedimentary rocks locally intruded by Miocene granitoids. Volcanic activity in this system dates from 650 ka. At this point, the formation of the volcanic edifice started, involving subglacial andesitic lava flows during the late Miocene, subaerial and subglacial effusive pulses during the Middle Pleistocene, and ignimbrite deposits associated with caldera collapses around 40 ka (Naranjo et al., 2008). Since then, the volcanic activity has been subjected to the presence of the ALFS with stratovolcanoes being developed around two subcomplexes above the NNW lineament, and with the volcanic activity migrating, both in time and composition, from the NW to the SE end of the lineament (Fig. 4.B). The Cerro Blanco subcomplex, located on the northern end of the lineament, has been characterized by volcanic products of andesitic to dacitic composition erupted from the late Pleistocene to the lower Holocene. The Las Termas subcomplex, located on the southern end of the segment, is instead associated to dacitic-rhyolitic volcanic products erupted since the late Pleistocene up to the present-day (Deruelle and Deruelle, 1974; Dixon et al., 1999; Orozco et al., 2016). This last subcomplex currently houses the Nevados de Chillán Geothermal System (NCGS) surface manifestations (Fig. 4.C).
Thermal springs, boiling pools and fumaroles located on the East and South-East flank of the NCVC (Fig. 4.C) comprise the superficial hydrothermal features of the NCGS (Fig. 5). Measured temperatures of these discharge points range between 68º and 96ºC, with saturated and superheated fumaroles reaching 125ºC (Lahsen et al., 2005; Sepúlveda and Lahsen, 2003; Wrage et al., 2017). Surrounding these thermal manifestations, patches with intense acid-sulfate hydrothermal alteration are spotted throughout the area with an abundant presence of clay minerals, silica products and the precipitation of native sulfur (Fig. 5.D-E) (Lahsen, 1978; Lahsen et al., 2005). The subsurface hydrothermal activity of the system has been assessed by geophysical surveys focused on documenting the response of the NCVC to seismic activity. Numerous volcano- tectonic and tremor events registered within the volcanic edifice, mainly between 1 to 2.5 km depth, have attested the deep circulation of hydrothermal fluids (Farías et al., 2014).
Geothermal development in the NCGS has been carried out by the Empresa Nacional de Geotermia (ENG, formerly known as Geotérmica del Norte (GDN)) and has included the drilling of two exploration wells located in the area with the greatest presence of hydrothermal manifestations (Fig. 4.C). Chillán-1, drilled in 1995, encompassed ~ 270 m depth. Measured temperatures in this well reached 198ºC at a depth of 240 m, while geothermometers suggested temperatures of up to 265ºC for a deeper reservoir (Salgado and Raasch, 2002). Nieblas-1, drilled to a depth of ~ 1080 m in 2008, recorded temperatures ~ 220ºC at the bottom of the well (Aravena et al., 2016). Additionally, MT surveys performed in the area have outlined a concave shaped resistivity anomaly, which has enabled a rough approximation of the volume of the deep reservoir, ranging from 3.000 to 15.000 km3. In accordance with this data, estimates of the NCGS potential are in the order of 32 ± 24 MWe (Aravena et al., 2016).
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2.4. SAMPLES AND METHODS
2.4.1. Characterization of hydrothermal minerals
A detailed core logging of the 1000.87 m-depth exploration well Nieblas-1 was performed in order to document the main features regarding lithology, permeability, and hydrothermal alteration associated to the NCGS. Thirty-eight representative samples were collected at 30 m intervals and studied with polarized light microscopy, Scanning Electron Microscopy (SEM) and X-Ray Diffraction (XRD) techniques. SEM observations were carried out using a FEI Quanta 250 SEM equipped with backscattered electron (BSE), energy-dispersive X-ray spectrometry (EDS) and secondary electron (SE) detectors, at the Andean Geothermal Center of Excellence (CEGA), Universidad de Chile. The operating conditions were: spot size of 4-5 μm, accelerating voltage of 20 kV, beam intensity of 1 nA, and a working distance of 10-11 mm.
XRD analysis were executed on a Bruker D8 Advanced diffractometer, using Cu-Kα radiation, a voltage of 40 kV, and an applied current of 30 mA, at the Department of Physics, Universidad de Chile. For whole-rock XRD studies, the samples were powdered on an agate mortar and analyzed between 5-60 °2. Bulk-rock XRD diffraction patterns were treated and interpreted using the software X’Pert Highscore. For the preparation of clay-separates, the samples were dispersed in distilled water and treated to discard organic matter and carbonates. Oriented aggregates of the fraction <2 μm were then mounted on glass slides and analyzed under the following operating conditions: angular domain of 3-40 º2, step size of 0.02 º2, and a scanning time per step of 37.8 s. Air dried (AD), ethylene-glycol solvated (EG) and heated (H) XRD patterns were considered for the identification of clay minerals. The diffraction patterns were manually reviewed and interpreted following the criteria in Moore and Reynolds (1997). For the recognition of mixed-layered chlorite/smectite (C/S), corrensite (Co) and chlorite/corrensite (C/Co), the recommendations in Beaufort et al. (1997) were also considered. In the presence of mixed-layered illite/smectite (I/S), the proportion of illite (Ilt) layers and the degree of ordering (R) were calculated in accordance to the procedures in Moore and Reynolds (1997). Representative samples of clay minerals were further studied in order to constraint the textural features of the < 2 m particles. FESEM observations were undertaken with a FEI Quanta FEG 250 FESEM equipped with backscattered electron (BSE), energy-dispersive X-ray spectrometry (EDS) and secondary electron (SE) detectors, at the Research Center for Nanotechnology and Advanced Materials (CIEN-UC), Pontificia Universidad Católica de Chile. The analytical conditions were: spot size 3 m, accelerating voltage of 20 kV, beam intensity of 1 nA, and a working distance of 9-12 mm.
In order to establish a temperature profile for the NCGS, borehole temperatures of the two exploration wells in the area of study—Nevados de Chillán-1 and Nieblas-1—were also considered.
2.4.2. Fluid inclusion microthermometry
Petrographic observation of fluid inclusion assemblages (FIAs) hosted in anhydrite, calcite and quartz veins were carried out in order to select FIAs of primary origin as defined in Bodnar (2003) and Goldstein (2003). Heating and freezing measurements were undertaken at the CEGA, Universidad de Chile, using a Linkam THMSG-600 heating-freezing stage. The stage was calibrated using synthetic fluid inclusions of pure H2O and CO2 (precision of measurement of
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0.1ºC at 0ºC and 5ºC at 374ºC). FIAs were cooled up to -196ºC in order to test the presence of dissolved CO2. Salinities, reported in wt.% NaCl equivalent (eq.), were calculated as suggested in Bodnar (1993).
2.4.3. Fluid chemistry
Thermal waters of two springs located in an area nearby Nieblas-1 exploration well (Fig. 4.C) were sampled at the Las Termas subcomplex. The springs, situated next to each other, were placed on a intensely altered terrain with an abundant presence of clay minerals, silica and sulfur (Fig. 5.B-E) without nearby fumaroles. Temperature, electrical conductivity (EC), redox potential (Eh) and pH were measured in situ. Water samples were filtered with a 0.45 m filter and stored in pre-cleaned high-density polyethylene bottles. Samples for major cations analysis were acidified with HNO3 (Suprapur), 4N.
Concentrations of major elements were analyzed at the CEGA, Universidad de Chile. Anion concentrations were determined by Ion Cromatography (IC, Thermo Scientific Dionex ICS-2100) and cation concentrations were measured by Inductively Coupled Plasma Optic Emission Spectrometry (ICP-OES, PerkinElmer Precisely Optima 7300 V). Silica contents were determined - by Portable Photometer (Hanna HI96705) and HCO3 concentrations were determined by volumetric titration following the procedures in Giggenbach and Goguel (1989).
2.4.4. Geochemical modelling
The charge balance and ion activity of the thermal waters presented in Table 1 were computed utilizing The Geochemist’s Workbench software and the thermodynamic data provided in the thermo.tdat database (Bethke et al., 2019). Thermal waters presenting charge-balance errors higher than ± 15% were not further considered in the geochemical modelling. Fluid-mineral equilibrium diagrams were generated with the Act and Tact programs included in the software above mentioned, considering mineral saturations and temperatures estimated through the alteration mineralogy and microthermometric measurements.
2.5. RESULTS
2.5.1. Mineral paragenesis
A simplified lithological column of Nieblas-1 drill core is presented in figure 6. Andesitic lavas are documented in the first 400 m, with thin alternations of tuff and breccias between 100- 200 m-depth. Andesitic lavas and breccias are then observed up to 550 m-depth, where a 10 m- thick andesitic dyke is found. The lower 450 m of the drillcore are mainly composed of breccias and volcanoclastic rocks. Between 170 – 300 m and 610 – 700 m-depth, two permeable levels (hereafter referred as upper and lower permeable zones, respectively) were recognized based on the presence of highly fractured rocks, abundant clays and slickensides.
The hydrothermal alteration displayed by the andesitic lavas was in overall of low to moderate intensity, with the primary mineralogy being partially replaced. Secondary minerals in the andesitic lavas, mainly Fe oxyhydroxides, quartz and clay minerals, were mostly present in 14 vesicles and replacing primary amphibole and pyroxenes, while primary plagioclase phenocrysts were replaced by Na-plagioclase and clay minerals. Conversely, the volcanoclastic rocks showed an intense and pervasive hydrothermal alteration, with secondary minerals replacing most of the primary mineralogy. Feromagnesian phenocrysts were pseudomorphically replaced by Fe oxyhydroxides, quartz and clay minerals, while plagioclase phenocrists were less altered by clay minerals. The presence of other secondary minerals, such as calc-silicates minerals, calcite and calcium zeolites, namely wairakite and laumontite, was mainly developed in vesicles and veinlets throughout Nieblas-1.
The overprinting sequences and cross-cutting relationships displayed by the alteration minerals in well Nieblas-1 document a complex hydrothermal evolution. Iron oxyhydroxides, microcrystalline quartz and mafic phyllosilicates, identified all through the core, conform the first stage (STG 1) of the mineral paragenesis (Fig. 7.A), with sporadic chalcedony at 190, 690 and 980 m-depth. Between 170 and 230 m, alunite developed in veins haloes was also documented. The second stage (STG 2), observed from 200 m-depth to the end of the core, consist of garnet, epidote, prehnite, calcite, quartz and mixed-layer I/S, developed mainly in amydules and veins (Fig. 7.B), and below 700 m also documented replacing primary plagioclase phenocrysts. Bladed calcite associated to this stage was observed at 193, 348 to 406, and at 719 m-depth (Fig. 7.B). The third stage (STG 3), outlined by the presence of wairakite, anhydrite, calcite and comb-texture quartz was observed primarily in veins and amygdules with wairakite being overgrown by anhydrite and, in turn anhydrite encapsulated by rhombic calcite crystals (Fig. 7.C). The last phase observed (STG 4) is characterized by the presence of laumontite throughout the drillcore, only being further developed between 700 – 800 m-depth where fine grained epidote, quartz and magnetite crystals were being deposited in open veins rimmed by elongated laumontite crystals (Fig. 7.D-F).
Besides the temporal distribution of the hydrothermal minerals, a vertical zonation of the alteration mineralogy was documented according to depth. Following the criteria in Gifkins et al. (2005) and Stimac et al. (2015), three main alteration zones were defined (Fig. 6): an upper argillic zone in the first 350 m, an intermediate sub-propylitic alteration zone between 350 to 680 m-depth; a deep propylitic zone documented in the last 410 m of the drill core.
2.5.2. Vertical distribution and characterization of clay minerals
The clay minerals identified in well Nieblas-1 encompass chlorite/smectite (C/S), corrensite (Co), chlorite (Chl), illite/smectite (I/S) and illite (Ilt) (Fig. 8). Figure 6 displays the different depths at which these minerals were documented. Co was observed from the shallowest core sample, at 30 m, up to 194 m-depth, with two isolated appearances at 307 and 680 m-depth. Mixed-layer C/S was documented continuously from the shallower levels, at a depth of 60 m, and last detected at 680 m-depth. Chl was recorded throughout well Nieblas-1. These minerals, related to the smectite-to-chlorite transition series, were documented replacing primary mafic phenocrysts and infilling amygdules and veins (Fig. 7.A). In the case of samples with both Co and C/S or Chl and C/S, Co and Chl were identified in the outer margins of the domains mentioned, with interstratified C/S being developed in the inner portions. Representative BSE images displaying the textural features of these minerals are shown in figure 9. In the shallower levels, long chl crystals fill amygdules, veins and replace amphibole and pyroxene phenocrysts, associated to Fe oxyhydroxides and microcrystalline quartz (Fig. 9.A). Moreover, at 276.05 m-depth, chl fills
15 vesicles displaying a slightly curved plate-like morphology in unoriented packets (Fig. 9.B), and is associated to Fe oxyhydroxides, quartz and latter rhombic calcite. Mixed-layer C/S, observed in the inner portions of the domains above mentioned, presents the same mineral associations as chl but shows textural differences regarding the later. Furthermore, at 476.48 m-depth intertsified C/S, in quartz rimmed vesicles and veins, exhibits a curled flake-like morphology without preferred orientation (Fig. 9.C). Such textures suggest that these clay minerals are formed primarily through direct precipitation from hydrothermal fluids (Giorgetti et al., 2003; Yau et al., 1988; Yoneda et al., 2016).
Regarding the smectite-to-illite transition series, the spatial distribution of mixed-layer I/S and Ilt is shown in figure 6. Interstratified I/S was documented between 60 and 720 m-depth while Ilt was only recognized in the deepest levels of Nieblas-1, appearing at 700 m-depth and being last recorded at 948 m-depth. Unlike the former minerals, the illitic phases were present mainly in veins. Only at depth below 700 m authigenic Ilt was observed in plagioclase voids (Fig. 9.E). Typical textures of these minerals phases are presented in figure 9. Mixed-layer I/S was documented in quartz veins and also coating large epidote grains in quartz veins, in some ocassions associated to prehnite and minor sulfides. At 276.04 m-depth, interstratified I/S shows a curved lens-shapped morphology with no preferred orientation (Fig. 9.D). In the deepest levels, Ilt is present both in veins, associated to quartz, epidote and prehnite, and growing in plagioclase voids with quartz and minor sulfides. At 935.35 m-depth, authigenic Ilt grows in plagioclase voids displaying a filamentous texture (Fig. 9.F). The textures described illustrate the crystallization of the illitic phases directly from hidrothermal fluids, without requiring precursor smectite, and most likely following dissolution of volcanic glass or feldspar (Bauluz et al., 2002; Giorgetti et al., 2003, 2000; Maza et al., 2018; Pollastro, 1985; Vázquez et al., 2016)
It is noteworthy to point out the absence of samples containing pure smectite all through the drill core. In spite of the former, a common characteristic observed in both series was a general decrease in the percentage of expandable layers, i.e. smectite layers, with depth. Moreover, when considering the smectite-to-illite transition, I/S-R0 with 20% ill was observed at 60 m-depth, I/S- R0 with 10% Ill at 100 m-depth, I/S-R1 with 55% Ill at 193.75 m-depth and from 276 m-depth I/S- R3 with > 75% ill was recorded up to the end of the well. The distribution of the percentage of expandable layers in interstratified I/S minerals describes a sigmoidal curve when plotted against temperature (Fig 13), with the exception of samples NB 60.00 and NB 193.75, which fall out of this trend containing 20% and 55% Ill, respectively. However, a point to consider regarding these samples is the spatial distribution of the I/S mixed-layered minerals, which in these samples are present only as vein minerals, and were not recognized replacing primary and/or secondary mineralogy. Therefore, both of these samples were not considered in the curve above described.
2.5.3. Chemistry of thermal springs
The physicochemical features and major elements contents of the thermal waters sampled in the area of study are presented in Table 1, alongside with data from previous studies in the sector (Lahsen, 1978; Wrage et al., 2017). The elevated charge-balance errors determined for two of the samples are likely linked to the highly acidic character of the thermal waters. For such waters, the shortage of data regarding Fe (II/III) and H+ speciation, and the absence of measurements - concerning common ions in acid fluids (HS , H2S), conform a source of error when calculating the charge-balance errors (Nordstrom et al., 2010).
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Measured temperatures of the spring waters vary between 68 and 92ºC while pH values range from 2.4 to 5.9, thus revealing a large variation in the H+ concentration of thermal springs separated by less than 3 m from each other. It cannot be ruled out that geological factors, such as a local structural control, could be involved in the chemistry of the thermal waters and therefore in the variations documented above mentioned.The chemical composition of the thermal waters is -- ++ characterized by relative high contents of SO4 (206-881 ppm), and lower concentrations of Ca (29-140 ppm), Mg++ (6-65 ppm) and Cl- (0.2-16 ppm), being therefore classified as acid-sulfate -- - -- waters according to their major anion concentrations. Furthermore, the SO4 -Cl -HCO3 ternary diagram implies that the spring fluids correspond to steam-heted waters (Giggenbach, 1991; Giggenbach and Goguel, 1989), commonly documented in hydrothermal systems associated to volcanic systems.
2.5.4. Fluid inclusion measurements
Fluid inclusions were analyzed in quartz, calcite and anhydrite veins associated to the second and third stages of the mineral paragenesis. Microthermometric measurements were performed only in liquid-rich FIAs of primary origin with consistent liquid-to-vapor ratios. Only in the case of STG 3 anhydrite, liquid-rich FIAs of pseudosecondary and secondary origin were analyzed in order to further constraint the physicochemical conditions associated to STG 4 of the paragenetic sequence. All the homogenization temperatures (Th) and final ice melting temperatures (Tm) are reported in Table 2. Nonetheless, only Th with a temperature range < 20 ºC for 90% of the FI measured were considered for further analysis (Bodnar et al., 1985; Goldstein and Reynolds, 1994). First ice melting temperatures –22ºC suggest the presence of mostly H2O-NaCl fluids, while the absence of halite daughter crystals in all of the FIAs examined limits salinities to < 23 wt.% NaCl eq. No clathrate formation was observed during the microthermometric runs thus denoting dissolved CO2 concentrations < 3.7 wt% (Hedenquist and Henley, 1985). The aforementioned considerations allow to model the paleo hydrothermal fluids as pure H2O-NaCl for further analysis.
FI hosted in calcite and quartz veins were analyzed regarding the second stage of the mineral paragenesis. All fluid inclusions hosted in quartz crystals presented an irregular shape, were bi-phase and liquid-rich. Both rhombic and lattice bladed calcite were observed in veins associated to this stage. Fluid inclusions in rhombic calcite presented triangular, negative crystal and irregular shapes, with coexisting liquid-rich and vapor-rich inclusions; pseudosecondary inclusions were irregular, monophase and vapor-rich; secondary inclusions presented oval shapes, were bi-phase and liquid-rich (Fig. 10.B-C). Fluid inclusions in bladed calcite presented a triangular shape, with coexisting liquid and vapor-rich inclusions (Fig. 10.A). Homogenization temperatures for this stage range between 140 and 254 ºC (Table 2), plotting above the boiling curve for pure water. Th associated to this stage which fall out of the trend mentioned spam from 160 to 230 m-depth. Documented salinities range between 0.2 and 3.14 wt. % NaCl eq (Table 2).
Regarding the third stage of the paragenetic sequence, FI were analyzed in anhydrite and calcite veins. Associated to this stage, only rhombic calcite was observed, presenting bi-phase liquid-rich primary FIAs of irregular shape. Secondary inclusions presented a rounded shape, with coexisting liquid and vapor-rich inclusions, and also liquid-rich inclusions present. Primary fluid inclusions hosted in anhydrite crystals presented rectangular shapes, were bi-phase and both liquid- rich and liquid and vapor-rich (Fig. 10.D). Pseudosecondary inclusions observed displayed a squared shape and were bi-phase and vapor-rich (Fig. 10.E). Secondary inclusions were bi-phase 17 liquid-rich and presented a rectangular shape (Fig. 10.F). Homogenization temperatures recorded ranged from 155 to 228 ºC (Table 2), showing an overall diminishment of the temperature compared to stage 2 Th, and being more closely related to the present-day temperatures measured in the borehole. Secondary inclusions recorded in this stage showed a slightly increase in temperature. Salinities measured ranged from 0.2 to 6.4 wt. % NaCl eq. (Table 2).
2.6. DISCUSSION
2.6.1. Mineral paragenesis
The survey of Nieblas-1 drill core revealed a complex hydrothermal evolution in the NCGS with a paragenetic sequence outlined by four distinct mineral assemblages (Fig. 11). STG 1, defined by the presence of iron oxides, mafic phyllosilicates, microcrystalline quartz and chalcedony, documents the initial heating of the hydrothermal system (Fig. 7.A ,11). The existence of breccias cemented by this mineral assemblage alongside with the presence of microcrystalline quartz and chalcedony in veins, both silica phases entailing a high degree of silica supersaturation (Dong et al., 1995; Fournier, 1985; Shimizu, 2014), suggest and earlier brecciation in the system with boiling due to the loss of confining pressure (Dong et al., 1995; Moncada et al., 2012). Decompression in hydrothermal systems has been interpreted as the result of glacier retrieval, flank collapse in volcanoes and hydraulic fracturing due to an increase in fluid pressure (Marks et al., 2010; Moore et al., 2002; Ruggieri and Gianelli, 1999), all scenarios being possible in this case. However, the lack of constraints regarding the timing of the hydrothermal alteration does not allow to further limit the processes associated to this stage. Towards the end of STG 1, the presence of alunite in alteration halos denotes the circulation of highly acidic hydrothermal fluids (Hemley et al., 1980; Moore et al., 2000; Rye et al., 1992). The physicochemical characteristic of these types of fluids in hydrothermal systems are due to the input of rising steam emanated from a boiling hydrothermal reservoir and/or as a result of an influx of primary magmatic volatiles (Rye, 2005) into shallow, relatively oxygenated aquifers. In the case of the NCGS, considering its geologic context outlined by the presence of volcanic activity since the Pliocene, and taking into account its spatial and genetic association with the ALFS, it is most likely that the role of the primary magmatic source involves both, a rise in the geothermal gradient and a mass transfer when considering the chemical composition of the shallow aquifer.
The second stage of the mineral paragenesis, characterized by the presence of calc-silicate minerals, mixed-layer I/S and illite clay minerals, and calcite (Fig. 11), records the development of a high-temperature fluid-dominated system. This mineral assemblage is characteristic of near neutral chloride waters whose composition is fixed by water-rock interactions close to full equilibrium in a deep reservoir (Giggenbach, 1984; Moore et al., 2008; Reyes, 1990; Simmons and Browne, 2000). After attaining such conditions, increasing fluid/rocks ratios lead to the development of alteration assemblages mainly controlled by the chemistry of the hydrothermal fluid. Correspondingly, the presence of the interstratified I/S relates to potassium metasomatism and Al availability (Giggenbach, 1984; Kübler and Goy-Eggenberger, 2001). The widespread presence of bladed calcite (Fig. 7.B), indicative of boiling conditions (Simmons and Christenson, 1994), suggests that during this stage temperatures were limited by the BPD curve. Moreover, the presence of garnet in geothermal systems has been considered as an indicator of temperatures of the order of 300 ºC (Bird et al., 1984; Reyes et al., 1993; Stimac et al., 2015). Hence, vesicles infilled by garnet crystals in the deeper end of Nieblas-1 imply that high temperatures were attained during this stage, in accordance with the temperature range estimated by the BPD curve. However, 18 due care must be paid when considering temperatures 300 ºC due to the presence of garnet, as hydrothermal fluids with high Ca++ activity can also be related to the presence of garnet under lower temperature conditions (Fig. 12.B).
The third stage, established by the appearance of wairakite, anhydrite, quartz and calcite (Fig. 11, 7.C), records the influx of steam heated waters deep in the system (Akaku, 1990; Moore et al., 2008; Reyes et al., 1993). The presence of calcic zeolites, such as wairakite, instead of epidote and prehnite denotes a change in the temperature and /or pH conditions in the system (Fig 12.B). Furthermore, the presence of anhydrite and rhombic calcite, both minerals with retrograde solubilities (Blount and Dickson, 1969; Ellis, 1959; Simmons and Christenson, 1994), indicates 2- 2+ the input of shallower fluids, with higher contents of SO4 , Ca and CO2, such as seen in steam- heated waters (Gherardi et al., 2002; Stimac et al., 2015; Wrage et al., 2017). The presence of quartz crystals with comb textures rimming STG 3 calcite veins suggest that toward the end of this stage the system had equilibrated once again and returned to mildly changing conditions (Dong et al., 1995; Moncada et al., 2012; Shimizu, 2014).
The last phase observed, composed of laumontite, epidote, quartz and magnetite (Fig. 8), suggests a new adjustment of the physico-chemical conditions in Nieblas-1, particularly near the base of the well where this mineralogical assemblage is better developed (Fig. 7.D). At this depth, between STG 3 and STG 4, a local brecciation event seems to have taken place given the presence of laumontite as cement of hydrothermal breccias (Fig. 7.E-F). This event itself could have caused the differences needed in the temperature and/or pH of the system (Ruggieri and Gianelli, 1999) for the development of STG 4 mineralogical assemblage (Fig. 12.B), however, other factors such as an increase in the volcanic activity, viewed not only as the heat source of this type of systems in the Andes (Sánchez et al., 2013), could also be responsible for an increase in temperature and/or changes in the chemical composition of the hydrothermal fluid (Caracausi et al., 2005).
2.6.2. Clay minerals and permeability constraints
The vertical distribution of the clay minerals in the drill core (Fig. 6) shows interstratified C/S and I/S located at shallower levels with respect to Chl and Ilt. This zonation according to depth reflects an overall decrease in the percentage of expandable layers in response to increasing temperatures (Inoue, 1995; Meunier, 2005), reported in numerous hydrothermal systems (Inoue et al., 1992; Inoue and Utada, 1991; Mas et al., 2006; Maza et al., 2018; Simmons and Browne, 2000; Simpson and Mauk, 2011; Vázquez et al., 2016). Regarding the smectite-to-chlorite transition series, commonly reported temperatures for Co, C/S and Chl range between 20 – 110ºC, 40 – 175ºC and 25 – 220ºC, respectively (Inoue and Utada, 1991; Kristmannsdottir, 1979; Robinson and Santana De Zamora, 1999; Schiffman and Fridleifsson, 1991). At NCGS, the absence of samples with smectite at low temperatures (< 80ºC), and the presence of Co, C/S and Chl at 20 – 110ºC, 40 – 175ºC and 25 – 220ºC (Fig. 6), respectively, represent uncommon features when compared to other geothermal systems. Nonetheless, considering the temporal association of these minerals to the first stage of the paragenetic sequence (Fig. 11), we maintain that the dissimilarities described are due to the physicochemical conditions present early on in the development of the NCGS. Taking into consideration that the transformation from Smc-to-Chl responds not only to the thermal gradient, but also to the enviromental permeability conditions, among others (Robinson et al., 2002; Schmidt and Robinson, 1997), we argue that an initial high fluid/rock ratio allowed the widespread distribution of Co and Chl in the system, without the presence of mixed-layer C/S (Kristmannsdottir, 1982; Laverne et al., 1995; Shau and Peacor, 1992). Later on, a progressive 19 decrease regarding the secondary permeability, and therefore lower fluid/rock ratios, gave way to the development of C/S (Schiffman, 1995; Schiffman and Fridleifsson, 1991), marking the outset of the clay cap development at the NCGS. In turn, the lower permeability conditions allowed the preservation of these clay minerals throughout the remaining stges of the hydrothermal evolution, enabling their presence at different temperatures from those commonly documented.
Simmilarly to the smectite-to-chlorite transformation, the smectite-to-illite mineral series has been proved to be conditioned by several parameters other than temperature. The chemical composition of the hydrothermal fluids, the chemistry of the precursor minerals, the time of reaction and fluid/rock ratios also control the later mineral transformation serie (Altaner and Ylagan, 1997; Beaufort et al., 1992; Essene and Peacor, 1995; Kübler and Goy-Eggenberger, 2001; Ylagan et al., 2000). In NCGS, mixed-layer I/S and Ilt were reported at 50 – 180ºC and > 170ºC, respectively (Fig. 6). These temperatures are consistent with the temperature ranges commonly documented for these minerals in several hydrothermal systems (Inoue, 1995; Inoue et al., 2004, 1992; Inoue and Utada, 1991; Maza et al., 2018; Vázquez et al., 2014). Nevertheless, the percentage of Ilt layers in interstratified I/S minerals documented at NCGS, shows a discontinous decrease according to depth (Fig. 13), differently from what has been observed in other hydrothermal systems. It has been previously stated that the amount of Ilt layers in I/S minerals increases with higher fluid/rock ratios (Whitney, 1990), and that as mixed-layer I/S becomes enriched in Ilt layers during the illitization process, the ordering of the interlayer structure changes from random (R0), to short-range ordered (R1) and lastly to long-range ordered (R3) (Altaner and Ylagan, 1997). The discontinuous character of this structural conversion at NCGS, where I/S-R0 with 20 – 40% Ilt layers were not documented (Fig. 13), contrasts with continous smc-to-ilt transition series seen in diagenetic and hydrothermal environments where uniform thermal gradients and fluid circulation through pores prevails (Inoue and Utada, 1983; Mas et al., 2006; Vázquez et al., 2014). Particularly, the sigmoidal variations observed in the percentage of Ilt layers in I/S minerals at 150 – 200ºC (Fig. 13), and the transition from I/S-R0 to I/S-R1 at 50% Ilt, suggests that the development of the smectite-to-illite transition series took place abruptly under high thermal gradients. This is consistent with a dissolution-crystallization precipitation mechanism, where hydrothermal minerals precipitate directly from hydrothermal fluids (Inoue et al., 2004; Ylagan et al., 2000). Furthermore, the clay textures observed in BSE images (Fig. 9) prove the crystallization of these minerals directly from a hydrothermal fluid, supporting the previous statement. The aforementioned illustrates that, since the second stage of the paragenetic sequence, the circulation of hydrothermal fluids was effectively restricted by the clay cap and channeled through fractures.
2.6.3. Characterization of hydrothermal fluids
2.6.3.1. Surface manifestations
The chemical composition of the surface manifestations in the study area (Table 1) resembles that of thermal waters spatially associated to volcanic centers and/or hosted by stratovolcanoes (Gherardi et al., 2002; Minissale et al., 1997; Pope and Brown, 2014; Reyes, 1990). The thermal springs, located on the southeast flank of the currently active Nevados de Chillán volcanic complex, are assessed as acid-sulfate steam-heated waters. Such waters are originated by the condensation of rising steam and volatiles, emanated from a deeper boiling reservoir and/or magmatic source, into shallower, relatively oxygenated groundwaters (Giggenbach, 1991; Henley and Ellis, 1983). In this scenario the oxidation of H2S to H2SO4, and the latter dissociation of the
20 sulfuric acid, leads to the highly acidic character of the hydrothermal fluids, which in turn promotes the dissolution of the surrounding rocks translating into the addition of cations to the thermal waters. Previous studies of these waters have revealed 훿D and 훿18O values in the range of -74.6 to -51.9 and -9.65 to -6.18, respectively, concluding that fluids in the NCGS are predominantly of meteoric origin, with a slight deviation towards andesitic waters due to the input of magmatic volatiles and the intense water-rock interaction processes above mentioned (Wrage et al., 2017).
Common products of the interaction between the kind of fluids above-described and andesitic rocks include sulfate minerals, clay minerals such as smectites and chlorite, quartz, pyrite and iron oxides, among others (Fig. 12.A) (Moore et al., 2004; Sánchez et al., 2013). The presence of interstratified C/S, quartz, pyrite, iron oxides and alunite observed between 170 to 250 m, manifests the circulation of this type of fluids at these depths, consistent with the existence of a shallow, steam-heated aquifer accountable for the recharge of the surface discharges.
2.6.3.2. Deep-seated hydrothermal fluids
Notwithstanding the absence of direct measurements of water samples from well Nieblas- 1, a general characterization of the hydrothermal fluids and conditions present in the deeper parts of the NCGS was attained taking into account both the mineralogical constraints previously discussed and the petrography and microthermometry of STG 2 and STG 3 FIAs (Table 2, Fig. 10).
The sight of primary, liquid-rich FIAs in quartz crystals associated to the early phases of the second paragenetic stage shows initial non-boiling conditions. However, the coexistence of primary liquid-rich and vapor-rich inclusions in calcite crystals illustrates the establishment of a gentle-boiling event later on STG 2 (Bodnar et al., 1985; Moncada et al., 2012; Van Den Kerkhof and Hein, 2001). This feature is in accordance with the presence, at several levels of depth, of lattice-bladed calcite (Simmons and Christenson, 1994) in the drill core. Furthermore, the homogenization temperatures recorded at this stage are restricted by the boiling point vs. depth curve for pure water (Fig. 14) (BDP, Haas, 1971), in line with the prior considerations, though samples between 160 – 230 m-depth deviate from this trend. Notably, in the case of samples at 160 m-depth an exact fit with the BPD curve is attained when considering fluids with salinities higher than 20 % wt. NaCl eq. (Fig. 14). Nevertheless, the absence of halite crystals in the fluid inclusions and the range of salinities documented for this stage, between 0.2 and 3.14 wt. % NaCl eq. (Table 2, Fig. 15), dismiss this option. We argue that for these samples, regardless of the apparently primary character of the FIAs analyzed, the presence of a shallow, steam-heated aquifer, between 170-230 m-depth, could have cause a re-equilibration of the inclusions. The aforementioned observations, and those attained from the alteration mineralogy related to this stage, outline the presence of a near-neutral chloride fluid with low salinity and relatively moderate-to-low concentrations of dissolved CO2 that, during the development STG 2 maintained temperatures resembling those of the BPD curve for pure water, being noticeable higher than the present-day temperatures measured in Nieblas-1.
Regarding STG 3, two distinct contexts were identified. In the central part of the drill core, primary, liquid-rich inclusions were observed in calcite veins rimmed by comb quartz, both features validating non-boiling conditions (Bodnar et al., 1985; Dong et al., 1995; Moncada et al., 2012; Shimizu, 2014; Van Den Kerkhof and Hein, 2001). Differently, at ~ 950 m-depth, coexisting liquid-rich and vapor-rich inclusions in anhydrite veins entail gentle-boiling conditions. Moreover, 21 pseudosecondary vapor-rich inclusions in anhydrite imply that flashing conditions were attained at these depths (Moncada et al., 2012). Flashing at this level was most likely the result of a minor brecciation event, as manifested by the local presence of later STG 4 laumontite as cement of hydrothermal breccias (Fig. 7.E-F). The vertical change of conditions, and particularly the boiling and flashing of the hydrothermal fluids in the deeper levels is also consistent with the wider range of salinities recorded for this stage (Table 2, Fig. 15). In a boiling scenario, the separation of a steam-phase from the hydrothermal fluid is related to a fractionation of volatiles, such as CO2, H2S, among others, and relative volumetric changes between the steam and fluid phases, therefore inducing changes in the physicochemical characteristics of the residual hydrothermal fluids, such as a variation in their salinities (Cruz-Pérez et al., 2016; Drummond and Ohmoto, 1985; Schmidt et al., 2017). Unlike STG 2, lower homogenization temperatures were recorded in STG 3 (Fig 14), these being consistent with the present-day temperatures and implying a widespread cooling of the NCGS. This variation in the thermal behavior of the system has been documented in numerous geothermal systems (Hedenquist, 1990; Marks et al., 2010; Milicich et al., 2018; Moore et al., 2008, 2000). A falling water table, waning and shift of the heat source and incursion of cold waters have been interpreted as possible causes for the lower temperatures (Hedenquist et al., 1992). Particularly, at NCGS no evidence indicates a recent change in the water table, and despite not being able to directly dismiss a waning and/or shift of the heat source, the most compelling explanation involves the infiltration of cooler waters, as revealed by the alteration mineralogy.
Homogenization temperatures of secondary fluid inclusions analyzed in STG 3-anhydrite suggest a possible increase in the temperature of the system (Fig. 14), compatible with the transition from laumontite to epidote observed in STG 4 veins (Figure 4.D, Fig 9.B). However, further measurements need to be performed in order to confirm such observations.
2.6.4. Hydrothermal evolution and conceptual model of the NCGS
The detailed survey of Nieblas-1 hydrothermal alteration, coupled with the physicochemical characterization of the surface manifestations, enabled a comprehensive insight into the hydrothermal evolution of the Nevados de Chillán geothermal system.
The initial heating, and most likely over-pressurization of the system, triggered a brecciation event where the loss of confining pressure lead to the boiling and oversaturation of the hydrothermal fluids, the later in turn furthering the precipitation of secondary minerals whose chemistry was likewise controlled by the chemical signature of the host rock. The fluctuations regarding secondary permeability during this phase are also reflected in the shift from the initial precipitation of Co and Chl, correlated to high fluid/rock ratios, to the later progression of the C/S mineral series, associated to lower fluid/rock conditions, the latter marking the outset of the clay cap. It is most likely that at the end of this stage the separation and upward migration of a steam phase along with volatiles from a primary magmatic source condensed into shallow groundwaters and prompted the formation of an acid-sulfate steam-heated aquifer perched above the developing clay cap.
The continuous interaction between the hydrothermal fluids and the primary host rocks gave rise to the settlement of a fluid-dominated environment in the deepest sector of the system, where relatively moderate concentrations of dissolved CO2 favored the precipitation of calc- silicates minerals and later carbonates (Fig. 12.A) as the hydrothermal fluids migrated up to the steam-heated aquifer level. Afterward changes in the fluid/rock ratios endorsed potassium 22 metasomatism and the subsequent inception of the I/S mineral series. Accordingly, the development of the clay cap was further enhanced, and the circulation of the hydrothermal fluids was further routed through fractures. The highest temperatures recorded at NCGS were reached during this phase, with the upward-migrating fluids boiling (Fig. 14, 15). This last event entailed the loss of CO2, thus supporting the ensuing precipitation of Ca zeolites (Fig. 12.A).
The boiling episode and high temperatures were likely quenched by descending, steam- heated waters that upon migration were mixed with the deeper hydrothermal fluids and heated (Fig. 15), precipitating Ca-zeolites, carbonates and sulfate minerals along the fluid circulation pathways, effectively sealing the system. Presumably, the boiling of the mixed waters in the deepest levels reached by Nieblas-1, along with the surrounding enclosed conditions due to the presence of the clay cap and the mineral precipitation in veins, drove the system to over pressurization conditions and occasioned a new, local fracturing of the host rock and flashing of the hydrothermal fluids.
Temperatures recorded in the above described phase are largely resembled by the present thermal profile at NCGS (Fig. 14), suggesting relative stable conditions ever since. Nonetheless, the development of a modern hydrothermal alteration assemblage, whith the direct precipitation of secondary minerals restricted to open veins seemingly formed during the last hydraulic fracturing event, and the high temperatures documented in secondary inclusions of STG 3 anhydrite (Table 2, Fig. 14), reveal the outset of new conditions in the system mostly developed at depths below ~ 700 m, i.e. underneath the clay cap.
The long-term evolution outlined above has framed the present architecture of the Nevados de Chillán geothermal system (Fig 16), where the steam-heated aquifer, the clay cap and deep, near-neutral chloride fluids are the key elements. Particularly, the emplacement of the clay cap has been a determining factor in this structure, acting not only as seal regarding the temperature and pressure conditions of the system, but also perching and isolating the steam-heated aquifer domain from the deep reservoir realm, and limiting the fluid circulation to permeable channels.
2.7. CONCLUDING REMARKS
The conceptual model ascertained for the NCGS largely agrees with those established for geothermal systems associated to active volcanism in zones of high relief. In this system, located on the flank of the active NCVC, boiling of deep reservoir waters and probably also volatiles derived from a primary magmatic source further the development of acid-sulfate steam-heated waters that overlay the upflow zone. The steep topography and the presence of permeable channels allow the descent of these waters, which quench the boiling process and mix with the deeper reservoir fluids, along the vertical segment delimited by the clay cap.
An indispensable factor in the comprehension of the NCGS architecture, illustrated above, was the recognition and delimitation of the clay cap, a major element in the system considering its role both sealing the system, in regard to temperature and pressure, and restricting the circulation of the hydrothermal fluids. The aforementioned highlights the usefulness of the detailed study of clay mineralogy, as these minerals allow a relative characterization of fluid/rock ratios and permeability conditions in hydrothermal systems.
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2.8. ACKNOWLEDGEMENTS
The present study was funded by FONDAP project 15090013 “Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes, CEGA”. The microthermometry analytical work was supported by CONICYT-FONDEQUIP instrumentation grant EQM140009. We thank Geotérmica del Norte (GDN) for granting access to sample Nevados de Chillán drill core, Nieblas-1, and for providing additional borehole data.
2.9. REFERENCES
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2.10. FIGURES
Figura 4: Location and geological setting of the Nevados de Chillán Geothermal System (NCGS). A) Regional-scale context of the NCGS. Main structures in the Andean Southern Volcanic Zone (SVZ) taken from Cembrano and Lara (2009), Pérez-Flores et al. (2017a) and Pérez-Flores et al. (2017b) . Major geothermal areas in the SVZ as depicted in Aravena et al. (2016). B) Local geology of the Nevados de Chillán Volcanic Complex (NCVC), after SERNAGEOMIN (2002) and Naranjo et al. (2008). Structures modified from Muñoz and Niemeyer (1984). Location of thermal manifestations as indicated in Hauser (1997). C) Detail of hydrothermal manifestations in the Las Termas subcomplex, showing the location of Nevados de Chillán-1 and Nieblas-1 exploration wells. ALFS: Arc-oblique Long-lived Fault System, LOFS: Liquiñe-Ofqui Fault System.
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Figura 5: NCGS surface thermal manifestations at Las Termas subcomplex. A) Fumarolic discharges, with temperatures reaching 85-95ºC. B) Fumaroles and thermal springs accompanied by intense acid-sulfate hydrothermal alteration. C) Acid-sulfate thermal spring. D) Sulfur precipitation in fumarolic vents. E) Hydrothermal alteration surrounding thermal springs, with clay, silica and sulfur precipitation.
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Figura 6: Simplified lithological column of Nieblas-1 drill core and spatial distribution of hydrothermal minerals, as documented by optical petrography, XRD and SEM analysis. Temperature profiles for Nevados de Chillán-1 and Nieblas-1 exploration wells measured by Geotérmica del Norte. M.b.s: meters below surface.
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Figura 7: Polarized light images of representative vein assemblages. A) STG 2 bladed calcite-pyrite vein, crosscutting STG 1 microcrystalline quartz-chalcedony-chlorite/smectite vein (sample NB 193.75). B) STG 2 vein depicting the complex relationships of secondary minerals during this stage, later overgrown by STG 3 wairakite (sample NB 406.85). C) STG 3 vein with rhombic calcite encapsulated by anhydrite and wairakite selvage (sample NB 906.35). D) STG 4 vein with laumontite selvages and remaining void spaces with precipitation of fine grained epidote-quartz- magnetite< 36 Figura 8: Representative XRD patterns of clay minerals under aire dried (red line), ethylene-glycol solvated (blue line) and heated (green line) conditions. A) Argillic alteration zone, sample NB 60.00. B) Sub-propylitic alteration zone, sample NB 440.40. C) Propylitic alteration zone, sample NB 719.00. Chl/Smc=chlorite/smectite, Chl=chlorite, Co=corrensite, I/S-R3=illite/smectite with R=3 ordering. 37 Figura 9: Backscattered electron (BSE-SEM and CBS-FESEM) images depicting the distribution and textural features of clay minerals in the NCGS. A) Quartz rimmed amygdule, infilled with chlorite and latter rhombic calcite. Sample NB 276.05. B) Detail of sample NB 276.05, showing clusters of chlorite crystals without preferred orientation. C) Slightly curled, flake-like chlorite/smectite particles infilling quartz rimmed amygdule. Sample NB 476.48. D) Curved, lens-shaped morphology and no preferred orientation of illite/smectite mixed-layered minerals in quartz vein. Sample NB 276.05. E) Plagioclase phenocryst with sulfide and illite precipitation in voids. Sample NB 935.35. F) Detail of sample NB 935.35, depicting filamentous texture of unoriented illite crystals growing in plagioclase voids. Calc=calcite, Chl=chlorite, C/S=chlorite/smectite, I/S=illite/smectite, Ilt=illite, Plg=plagioclase, Qtz=quartz. 38 Figura 10: Fluid inclussion assemblages (FIAs) types at NCGS. A) Triangular primary inclusions in STG 2 bladed calcite. Sample NB 193.75. B) Irregular primary inclusions in STG 2 rhombic calcite. Sample NB 227.40. C) Irregular secondary inclusions in STG 2 rhombic calcite. Sample NB 227.40. D) Squared primary inclusions in STG 3 anhydrite. Sample NB 961.00. E) Blocky pseudosecondary inclusions in STG 3 anhydrite. Sample NB 947.60. F) Rectangular secondary inclusions in STG 3 anhydrite. Sample NB 961.00. Figura 11: Paragenetic sequence of hydrothermal minerals at NCGS, outlined by four alteration stages. Dashed lines illustrate the estimated timing of mineral formation, with some uncertainty due to the lack of cross-cutting and/or overprinting relationships. 39 Figura 12: Activity diagrams of calcium and potassium aluminosilicate minerals. A) Mineral stability at quartz + + 2+ 2 + saturation in the CaO-Al2O3-K2O-H2O system, as a function of log(aK /aH ) vs. log(aCa /a H ). Black and grey lines depict mineral stabilities at 250 and 300ºC, respectively. Dotted red lines depict calcite saturation at 0.01mCO2 and 0.1mCO2, following calculations in Henley et al. (1984). The two horizontal areas show conditions under which calcite precipitation supersedes the formation of aluminosilicates. The composition of plotted thermal waters are presented in Table 1, with water of pH<3.1 outlined by the shaded area. B) Mineral stability at quartz saturation in the system CaO- 2 + Al2O3-SiO2-H2O, as a function of log(aCa2+/a H ) vs. temperature. Dotted red lines portray the composition of thermal waters in Table 1. Arrows A and B depict the general transition trends from STG 2-to-STG 3 and STG 3-to-STG 4, respectively. 40 Figura 13: Illite% variation in mixed-layered illite/smectite minerals as a function of Nieblas-1 measured temperature. Sample NB 193.75, containing 55% illite, is excluded from the sigmoidal trend as corresponds to interstratified illite/smectite directly precipitating in veins. Dots with tie-lines portray samples containing interstratified illite/smectite minerals with different illite %. Figura 14: Paleo-fluid temperatures at NCGS, ascertained from fluid inclusion homogenization temperatures (Th). Boiling point with depth curves, for pure water (red line) and for a 25 wt.% NaCl eq. fluid (dotted red line), after Haas (1971). Nieblas-1 borehole temperature (blue line) is shown for comparison. The upper and lower permeable zones, as defined by core logging of Nieblas-1, are also displayed. 41 Figura 15: Paleo-fluid apparent salinities at NCGS, established from fluid inclusion final ice melting temperatures (Tm). Boiling and gass loss, boiling and, mixing and dilution trends (light grey arrows) after Hedenquist and Henley (1985). Figura 16: Conceptual model of Nevados de Chillán Geothermal System. 42 2.11. TABLES - 3 ¥ HCO - heated heated heated heated heated heated heated heated heated -- 2 ------ 4 SO - steam steam steam steam steam steam steam steam steam - ternary diagram ternary Cl Water classification sulphate sulphate sulphate sulphate sulphate sulphate sulphate sulphate sulphate ------ Major anions Major acid acid acid acid acid acid acid acid acid 0.3 1.3 1.8 3.0 0.1 6.1 13.5 (%) - - - - - 42.6 78.3 - Balance Balance 2 SiO 180.0 184.0 370.0 178.0 290.0 339.0 201.0 215.0 130.0 2 + 6.1 6.3 Mg 54.1 29.5 33.1 52.0 65.0 28.0 18.0 2+ 68.5 10.0 81.3 29.0 86.0 68.0 Ca 121.9 105.4 140.0 + K 8.1 4.4 8.3 8.4 13.2 21.4 26.6 19.0 16.0 + Na 88.9 39.6 56.0 20.0 58.1 58.0 40.0 55.0 31.0 - 3 Major elements (ppm) elements Major ------ 18.0 HCO - 2 4 SO 333.6 374.8 552.0 293.7 881.7 206.0 335.0 450.0 373.0 - Cl 0.5 0.6 0.2 3.0 1.3 1.5 1.1 16.6 11.8 pH 3.7 5.9 3.9 2.6 2.4 2.4 2.9 5.9 3.1 T (ºC) 89.4 88.3 68.0 82.0 91.0 92.0 85.0 88.0 89.0 1 03 04 a - - Lahsen, 1978 Lahsen, 1991 Giggenbach, Wrage et al., 2017 Wrage et al., Samples Tabl NCGS. the from springs thermal of composition Chemical NCh NCh RV CR OM Ch.1 Ch.2 Ch.3 Ch.4 δ § ¥ 43 rim not valid h Comments Crystal rim Crystal Crystal rim T Crystal core Crystal core Crystal 2.5 1.8 1.8 0.9 0.8 1.9 2.3 0.1 2.3 1.9 3.1 3.1 2.6 2.8 1.4 2.0 1.7 1.7 Salinity wt.% NaCl eq. NaClwt.% 1.4 1.1 1.3 1.3 1.1 1.8 1.8 1.5 1.6 0.8 1.1 1.0 1.0 1.05 1.05 0.56 0.47 ------ 0.09 - - - - average (ºC) m 1.3 1.1 1.8 1.4 0.7 0.9 0.9 T ------ 1.1 1.3 1.3 1.8 1.6 1.1 1.05 1.05 0.56 0.47 ------ 0.09 - - - - range 1.5 to 1.2 to 2.2 to 1.5 to 0.8 to 1.0 to 1.0 to ------ 235.4 236.9 239.0 234.4 239.5 244.4 233.1 140.3 193.1 184.6 198.6 175.5 186.9 175.7 243.1 159.8 160.2 155.3 average (ºC) h T 195.4 range 159.8 232. to 251.5 231.8 to 241.6 232.9 to 246.9 227.1 to 246.6 229.9 to 241.4 236.5 to 241.2 243.7 to 245.1 228.5 to 240.4 138.5 to 143.2 193.0 to 193.2 182.6 to 186.7 197.8 to 199.2 173.8 to 178.0 179.9 to 194.0 131.7 to 157.3 to 161.9 151.4 to 160.7 Stage STG 2 STG 2 STG 2 STG 2 STG 2 STG 2 STG 2 STG 2 STG 2 STG 2 STG 2 STG 2 STG 2 STG 2 STG 2 STG 3 STG 3 STG 3 STG ¥ RBC RBC RBC RBC RBC RBC RBC BLD RBC RBC RBC RBC RBC RBC RBC RBC RBC Host Host crystal Calc Calc Calc Calc Calc Calc Calc Calc Calc Calc Calc Calc Calc Calc Qtz Calc Calc Calc § n 5 8 3 6 3 3 7 5 2 2 3 5 4 6 8 3 3 3 2 1 1 1 - - - - FIA ID FIA C2.A C2.B C2.B 2AD C3 C4 C5 C4 C7 C8.E C20 C20.E1 C28.I C28.II C3 C3.I C3.III C3.E 2 a Tabl measurements STG of STG 2 and 3 FIAs Microthermometric Sample 160.00 NB 193.75 NB 227.40 NB 348.20 NB 440.45 NB 44 Comments Secondary sec Pseudo Salinity wt.% NaCl eq. NaClwt.% 1.5 1.6 1.9 1.5 0.2 1.5 0.3 0.4 1.8 4.2 3.8 2.4 2.9 2.5 1.9 6.4 1.9 2.1 2.1 0.8 0.9 1.1 0.9 0.1 0.9 0.2 0.2 1.0 2.5 2.3 1.4 1.7 1.5 1.1 3.9 1.1 1.2 1.2 average ------ (ºC) m T 1.1 0.1 1.0 1.5 1.1 0.9 1.1 1.1 ------ range 0.8 0.9 1.2 to 0.9 0.1 0.9 0.4 to 0.2 1.2 to 2.5 2.3 1.4 1.7 1.6 to 1.2 to 3.9 1.2 to 1.2 to 1.2 to ------ average 156.1 160.0 254.0 193.8 200.6 207.7 208.1 209.9 205.1 215.3 214.4 205.3 205.3 210.2 206.6 228.2 204.7 208.2 239.1 (ºC) h T range 150.1 to 160.1 159.5 to 160.0 253.5 to 254.5 176.8 to 202.7 198.3 to 204.1 205.7 to 209.2 196.0 to 218.0 207.2 to 211.1 203.2 to 207.6 211.9 to 217.6 206.8 to 224.2 197.8 to 212.4 201.5 to 208.2 201.8 to 215.1 204.9 to 208.9 225.5 to 230.5 201.3 to 207.9 207.0 to 208.3 239.0 to 239.2 Stage STG 3 STG 3 STG 2 STG 3 STG 3 STG 3 STG 3 STG 3 STG 3 STG 3 STG 3 STG 3 STG 3 STG 3 STG 3 STG 3 STG 3 STG 3 STG 3 STG ¥ RBC RBC RBC Host Host crystal Calc Calc Calc Anh Anh Anh Anh Anh Anh Anh Anh Anh Anh Anh Anh Anh Anh Anh Anh § n 5 3 C1 5 5 4 7 8 8 7 6 3 5 6 3 4 3 3 6 2 3 - - UP DP L B - - - - FIA ID FIA C3.E C3.E C1 C2 C3 C7.5 C9 C9 C10 C3 C4 C5.A C5.B C6 C6.C C8 C10 C7 C7 continued) ( 2 a Tabl Sample 456.60 NB 947.60 NB 961.00 NB 45 CAPÍTULO 3: DISCUSIONES El estudio en detalle de la mineralogía secundaria presente en el pozo Nieblas-1, en conjunto con la caracterización fisicoquímica de las manifestaciones termales superficiales, permiten proponer un modelo respecto a la evolución hidrotermal del Sistema Geotermal Nevados de Chillán (SGNC). La etapa inicial del sistema, relacionada a un primer evento de calentamiento, esta marcada por la presencia ubicua de oxyhydroxidos de Fe, filosilicatos máficos y cuarzo microcristalino, documentándose calcedonia en forma puntual. Tal asociación mineralógica, y particularmente la presencia de Co, Chl/Smc y Chl, sugieren que en una primera instancia el desarrollo del sistema estuvo fuertemente controlado por las características composicionales de las rocas primarias mediante procesos de recristalización isoquímica (Giggenbach, 1984; Robinson et al., 2002). Por otro lado, la documentación de estos minerales a lo largo de todo el pozo de exploración y en diversos dominios sugiere una libre circulación de los fluidos hidrotermales (Fig. 17.A-B). Adicionalmente, la presencia de brechas hidrotermales correlacionadas a esta asociación mineralógica indican un evento temprano de brechización. Tal suceso, y la subsecuente pérdida de presión confinante, habrían gatillado la ebullición y sobresaturación de los fluidos hidrotermales (Fournier, 1985), favoreciendo la precipitación de determinados minerales de alteración y por consiguiente disminuyendo la permeabilidad secundaria. Los cambios en lo que refiere a la permeabilidad secundaria a lo largo de esta etapa también se ven evidenciados en la precipitación inicial de Co y Chl y posterior C/S, lo cual refleja una transición desde mayores a menores tasas fluido/roca, respectivamente (Laverne et al., 1995; Schiffman, 1995; Shau and Peacor, 1992). El progresivo desarrollo de los minerales interstratificados de C/S y la disminución relativa de la permeabilidad marcan el inicio del desarrollo del clay cap en el SGNC. A partir de esta etapa, el aporte de volátiles mágmaticos, y/o hidrotermales, en acuíferos someros impulsaron el desarrollo de aguas ácido-sulfatadas calentadas por vapor entre los 160 – 230 m de profundidad (Giggenbach, 1991; Rye et al., 1992). De esta forma, el cuerpo intrusivo asociado al complejo volcánico acitvo se configura no sólo como una fuente de calor, sino también de masa (Fig. 17.A), proceso frecuente en sistemas geotermales asociados a volcanismo activo (Moore et al., 2008; Sánchez et al., 2013; Tardani et al., 2016). La continua circulación de los fluidos hidrotermales y su interacción con las rocas adyacentes dio paso al emplazamiento de un ambiente “dominado por fluidos” en los níveles más profundos del SGNC, con la precipitación de cuarzo, epidota y prehnita (Giggenbach, 1984; Moore et al., 2008; Simmons and Browne, 2000). Durante la segunda etapa de la paragénesis mineral, mayores tasas fluido/roca favorecieron la disolución de vidrio volcánico y feldespatos y la consecuente lixiviación de K+, promoviendo la precipitación de fases ilíticas durante el ascenso de los fluidos (Altaner and Ylagan, 1997; Giggenbach, 1984; Maza et al., 2018; Vázquez et al., 2016). El desarrollo de los interestratificados de I/S e Ilt, precipitando directamente desde los fluidos hidrotermales, propició aún más el desarrollo del clay cap en el sistema, restringiendo éste último la circulación de los fluidos hidrotermales. Adicionalmente a los procesos de metasomatismo, la presencia de calcita hojosa y la coexistencia de inclusiones ricas en líquido y ricas en vapor, en la mineralogía asociada a esta etapa, evidencian la ebullición de los fluidos hidrotermales (Moncada et al., 2012; Van Den Kerkhof and Hein, 2001). La consecuente variación en las concentraciones relativas de CO2, a causa del proceso descrito, explican la transición desde minerales calco- 46 silicatados a calcita, y posteriormente a ceolitas cálcicas (Simmons and Browne, 2000), observada a lo largo de la segunda y tercera etapa de la paragénesis mineral. Figura 17: Modelo conceptual de la evolución hidrotermal del SGNC, etapas uno y dos. A) Etapa 1: Inicio de la actividad hidrotermal. El cuerpo intrusivo se configura como una fuente de calor y de volátiles magmáticos. La circulación de los fluidos hidrotermales no es restringida a un dominio en particular. B) Detalle de la mineralogía de alteración, la distribución de las isotermas y la circulación de los fluidos hidrotermales durante la etapa 1. C) Etapa 2: Desarrollo del sistema geotermal de alta temperatura. Destaca un corrimiento de las isotermas, la consolidación del acuífero somero calentado por vapor y la capa sello, y la restricción respecto de la circulación de los fluidos hidrotermales. D) Detalle de la mineralogía de alteración, la distribución de las isotermas y la circulación de los fluidos hidrotermales durante la etapa 2. NC-1=Nevados de Chillán-1, NB-1=Nieblas-1, ALFS=Arc-oblique Long-lived Fault System, P=inclusion primaria, L- R=inclusion rica en líquido, V-R=inclusion rica en vapor, CalcBLD=calcita hojosa, Chl=clorita, C/S=clorita/esmectita, Co=corrensita, Ep=epidota, FeOx*=oxihidróxidos de Fe, I/S=illita/esmectita, Ilt=illita, Py=pirita, Qtz=cuarzo. -- La infiltración de aguas someras, con un alto contenido de SO4 y CO2, presumiblemente frenó el proceso de ebullición y ocasionó una disminución generalizada de la temperatura en subsuperficie. La presencia de cuarzo con textura “en peine” en vetillas asociadas a la tercera etapa de la paragénesis mineral soporta lo anterior, al evidenciar el establecimiento de condiciones de no ebullición durante este período (Moncada et al., 2012; Shimizu, 2014). El desplazamiento de las aguas someras hacia mayores profundidades (Fig. 18.A-B), y el consiguiente aumento de su 47 temperatura y mezcla con fluidos hidrotermales profundos, ocasionó la precipitación de anhydrita, calcita rómbica y, de forma tardía, wairakita (Blount and Dickson, 1969; Simmons and Christenson, 1994). La precipitación de estos minerales sellando vetillas, en conjunto con la presencia del clay cap, que sella el sistema respecto a las condiciones de presión y temperatura, y el sucesivo aumento de la temperatura en profundidad (Fig. 18.B), propiciaron condiciones de sobrepresurización en los niveles más profundos del sistema. Tal estado ocasionó un nuevo evento de brechización local, provocando la apertura de nuevas vetillas en el sistema y la ebullición vigorosa de los fluidos hidrotermales, encontrándose esto último en parte ilustrado por la presencia de inclusiones secundarias ricas en vapor en los cristales de anhydrita. Figura 18: Modelo conceptual de la evolución hidrotermal del SGNC, etapas tres y cuatro. A) Etapa 3: Infiltración de fluidos ácidos-sulfatados someros, corrimiento de las isotermas y, sobrepresurización y apertura de nuevas microfracturas. B) Detalle de la mineralogía de alteración, la distribución de las isotermas y la circulación de los fluidos hidrotermales durante la etapa 3. C) Etapa 4: Desarrollo de nuevas condiciones fisicoquímicas en el sistema, con un potencial aumento de temperatura en subsuperficie. D) Detalle de la mineralogía de alteración, la distribución de las isotermas y la circulación de los fluidos hidrotermales durante la etapa 4. NC-1=Nevados de Chillán-1, NB-1=Nieblas-1, ALFS=Arc-oblique Long- lived Fault System, P=inclusion primaria, P-S=inclusion pseudosecundaria, S=inclusion secundaria, L-R=inclusion rica en líquido, V-R=inclusion rica en vapor, Anh=anhidrita, Calc=calcita, Chl=clorita, C/S=clorita/esmectita, Co=corrensita, Ep=epidota, I/S=illita/esmectita, Ilt=illita, Lau=laumontita, Mgt=magnetita, Py=pirita, Qtz=cuarzo. 48 Las temperaturas de homogenización registradas en inclusiones asociadas a la tercera etapa de la secuencia paragenética se asemejan a las temperaturas medidas en el pozo Nieblas-1. Lo anterior sugiere que desde la tercera etapa de la paragenesis mineral, condiciones relativamente constantes han imperado en el sistema. Sin embargo, la presencia de una nueva asociación mineral, compuesta por laumonita con posterior epidota y magnetita, desarollada principalmente en vetillas asociadas al último evento de brechización descrito, indican el desarrollo de nuevas condiciones fisicoquímicas en el sistema. Más aún, las altas temperaturas registradas en inclusiones secundarias en cristales de anhidrita, y la transición desde la precipitación de laumontita a posterior epidota- quarzo-magnetita, bajo los 700 m de profundidad (Fig. 18.D), dejan entrever un posible aumento de temperatura en los niveles más profundos del SGNC (Fig. 18.C). El desarrollo de sucesivas etapas de alteración a lo largo de la evolución del SGNC es una característica abundamente documentada en sistemas geotermales tales como Kawerau en Nueva Zelanda (Milicich et al., 2018), Bouillante en Guadalupe (Mas et al., 2006), Tiwi en Filipinas (Moore et al., 2000), Karaha-Telaga Bodas en Indonesia (Moore et al., 2008) y Cerro Pabellón, Mariposa y Tolhuaca en Chile (Hickson et al., 2011; Román et al., 2019; Sanchez-Alfaro et al., 2016a), entre otros. Más aún, los procesos descritos durante los eventos de alteración han sido observados reiteradamente en este tipo de sistemas hidrotermales. Tal es el caso de los sistemas geotermales Broadlands-Ohaaki en Nueva Zelanda (Simmons and Browne, 2000), Tiwi en Filipinas (Moore et al., 2000) y Cerro Pabellón y Tolhuaca en Chile (Román et al., 2019; Sanchez- Alfaro et al., 2016a), en donde se ha documentado la ebullición de los fluidos hidrotermales, en tanto que en diversas áreas geotermales de Filipinas (Reyes, 1990) y en el sistema geotermal Karaha-Telaga Bodas en Indonesia (Moore et al., 2008), entre otros, se ha registrado la infiltración de aguas someras ácido-sufatadas. No obstante las similitudes mencionadas entre el SGNC y diversos sistemas geotermales, la notoria variabilidad composicional de las aguas termales superficiales, contrastante con su proximidad espacial, constituye una característica poco descrita. En el SGNC, la composición de las aguas termales superficiales es en general consistente con aquella descrita para aguas termales asociadas a centros volcánicos (Gherardi et al., 2002; Pope and Brown, 2014). Sin embargo, se observa un amplio rango en los valores de pH documentados, que van desde 2.4 a 5.9, y elevados errores respecto a el balance iónicos de estas aguas. Tales características podrían deberse a una variabilidad en la intensidad de los procesos de interacción agua-roca, o bien a un cambio respecto de la litología primaria en la cual se emplazan las fuentes termales. Sin embargo, lo anterior no es consistente con la proximidad registrada entre las fuentes termales muestreadas. Por otro lado, la existencia de un control estructural sobre la circulación de los fluidos hidrotermales podría ocasionar que las fuentes termales registren distintas tasas de recargas y/o el aporte de distintos fluidos hidrotermales, lo cual podría relacionarse a las características documentadas en los manantiales asociados al SGNC. Lo anterior se vería reforzado por parte del rol ejercido por el clay cap respecto a la circulación de los fluidos hidrotermales, donde estos últimos son dirigidos a través de canales permeables a causa de una disminución en la permeabilidad secundaria producto de la presencia de los minerales de arcilla. 49 CAPÍTULO 4: CONCLUSIONES En este estudio se presenta la caracterización en detalle de la mineralogía de alteración hidrotermal asociada al Sistema Geotermal Nevados de Chillán (SGNC). Con la información anterior se constriñe la evolución y la actual configuración espacial del SGNC. Las asociaciones y texturas documentadas respecto a la mineralogía secundaria revelan una compleja historia evolutiva en el SGNC, presentando éste una secuencia paragenética definida por cuatro etapas. Estos períodos evidencian un calentamiento inicial del sistema, la ebullición de los fluidos hidrotermales, la infiltración de aguas someras ácido sulfatadas y su mezcla con fluidos hidrotermales profundos, y un cambio en las condiciones fisicoquímicas del sistema, respectivamente. El estudio y análisis de las inclusiones fluidas en minerales de la segunda y tercera etapa revelan condiciones de temperatura y salinidad distintas en los paleofluidos, distinguiéndose en la segunda etapa fluidos con temperaturas limitadas por la curva de ebullición y salinidades entre los 0.2 y 3.1 wt.% NaCl eq., en tanto que durante la tercera etapa se registra un enfriamiento de las aguas, bordeando los 50ºC, y salinidades que fluctúan entre los 0.2 y los 6.4 wt.% NaCl eq. Adicionalmente, se documentó una variación vertical en lo que refiere a las asociaciones mineralógicas y consecuentemente las alteraciones hidrotermales presentes, encontrándose una zona de alteración argílica somera que grada con la profundidad a sub-propilítica y propilítica. La presencia de alunita en los halos de alteración de vetillas, entre los 170 – 230 m de profundidad, denota la circulación de fluidos ácidos a través de la permeabilidad secundaria. Las características composicionales de estos fluidos, sugieren una interacción con volátiles magmáticos, al igual que lo determinado respecto a las aguas termales superficiales de carácter ácido sulfatado y calentadas por vapor. La alta variabilidad observada en el pH y la composición de los manantiales termales probablemente está relacionada con un control local por parte de las estructuras secundarias que recargan estas manifestaciones. Finalmente, la composición y distribución de los minerales de arcilla revela una disminución continua de la permeabilidad secundaria en el sistema, lo cual revela la formación progresiva del clay cap. Este elemento no solo sella el sistema respecto de la temperatura, presión y entalpía, sino que también limita la circulación de fluidos hidrotermales y aísla un dominio somero controlado por los fluidos ácidos sulfatados, de un dominio profundo dominado por fluidos hidrotermales neutros clorurados. En general, la evolución hidrotermal del SGNC es consistente con el desarrollo de un sistema geotermal de alta temperatura dominado por fluidos, que contrasta con el modelo supuesto por Sepúlveda y Lahsen (2003) y Lahsen (2005). Las observaciones presentadas por este estudio y las propuestas por dichos autores coinciden en la existencia de acuíferos someros ácidos sulfatados. Sin embargo, las evidencias mineralógicas no soportan un modelo en donde el SGNC es visto como un sistema de tipo vapor dominado. Más aún, no sólo la distribución y características de la mineralogía de alteración son congruentes con un modelo de alta temperatura donde el sistema es dominado por fluidos, sino que también las propiedades fisicoquímicas de las aguas hidrotermales soportan lo anterior. 50 BIBLIOGRAFÍA Altaner, S.P., Ylagan, R.F., 1997. Comparison of structural models of mixed-layer illite/smectite and reaction mechanisms of smectite illitization. Clays Clay Miner. 45, 517–533. https://doi.org/10.1346/CCMN.1997.0450404 Aravena, D., Muñoz, M., Morata, D., Lahsen, A., Parada, M. Á., & Dobson, P. (2016). Assessment of high enthalpy geothermal resources and promising areas of Chile. Geothermics, 59, 1–13. https://doi.org/10.1016/j.geothermics.2015.09.001 Arnósson, S. (2000). Chemical reactions and chemical equilibria. In S. 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Referencias geológicas Tabla 3: Asociación de minerales de alteración en el pozo Nieblas-1 Alteración Mineralogía secundaria Argílica Cuarzo ± calcedonia ± laumontita ± illita/esmectita ± clorita/esmectita + calcita + pirita + óxidos de hierro Argílica Cuarzo + calcedonia ± laumontita + alunita ± illita/esmectita ± avanzada clorita/esmectita + calcita + pirita + óxidos de hierro Sub-propilítica Cuarzo ± epidota ± wairakita + laumontita + illita/esmectita + clorita/smectita + calcita ± anhidrita + pirita Propilítica Albita + cuarzo + epidota + prehnita + wairakita + clorita + illita + calcita ± anhidrita ± pirita ± calcopirita Tabla 4 :Clasificación de la intensidad de alteración hidrotermal Intensidad Caracterización Leve Mineralogía secundaria, <25%, presente en la matriz o masa fundamental, fenocristales, vesículas, vetas y fragmentos piroclásticos. Directa identificación de la litología primaria. Moderada Mineralogía de alteración, 25 – <75%, observada en la matriz o masa fundamental, fenocristales, vesículas, vetas y fragmentos piroclásticos. Problemática percepción de la litología primaria, basada en parte en la morfología de minerales primarios. Intensa/Pervasiva Minerales de alteración, > 75%, identificados en la matriz o masa fundamental, fenocristales, vesículas, vetas y fragmentos piroclásticos. Litología primaria obliterada. Tabla 5: Abreviaciones minerales empleadas Alb Albita Ill Illita Alu Alunita I/S Illita/esmectita Anh Anhidrita Lau Laumontita Calc Calcita Mgt Magnetita CalcBLD Calcita hojosa Plg Plagioclasa CalcRBC Calcita rómbica Prh Prehnita Chal Calcedonia Px Piroxeno Cpy Calcopirita Py Pirita Chl Clorita Qtz Cuarzo C/S Clorita/esmectita Qtzcb Cuarzo comb Co Corrensita Qtzeu Cuarzo euhedral Ep Epidota Qtzmc Cuarzo microcristalino Fe-ox Óxidos de hierro Wai Wairakita Grt Granate Zeo Zeolita 57 Tabla 6: Distribución vertical y temporal de las muestras analizadas Profundidad (m.b.s)* Muestra Etapa paragenética 30.00 NB 30.00 Etapa 1 (STG-1) 60.00 NB 60.00 Etapa 1 y 2 (STG-1, STG-2) 100.00 NB 100.00 Etapa 1, 2 y 4 (STG-1, STG-2, STG-4) 130.00 NB 130.00 Etapa 1, 2 y 4 (STG-1, STG-2, STG-4) 160.00 NB 160.00 Etapa 1, 2 y 4 (STG-1, STG-2, STG-4) 193.75 NB 193.75 Etapa 1 y 2 (STG-1, STG-2) 227.40 NB 227.40 Etapa 1 y 2 (STG-1, STG-2) 255.80 NB 255.80 Etapa 1 y 2 (STG-1, STG-2) 276.05 NB 276.05 Etapa 1 y 2(STG-1, STG-2) 307.05 NB 307.05 Etapa 1 (STG-1) 348.20 NB 348.20 Etapa 1, 2 y 4 (STG-1, STG-2, STG-4) 380.03 NB 380.03 Etapa 1, 2 y 3 (STG-1, STG-2, STG 3) 406.85 NB 406.85 Etapa 1, 2 y 3 (STG-1, STG-2, STG-3) 440.45 NB 440.45 Etapa 1, 2 y 3 (STG-1, STG-2, STG-3) 456.60 NB 456.60 Etapa 1 y 2 (STG-1, STG-2) 476.48 NB 476.48 Etapa 1 y 2 (STG-1, STG-2) 511.20 NB 511.20 Etapa 1 y 2 (STG-1, STG-2) 546.70 NB 546.70 Etapa 1, 2 y 3 (STG-1, STG-2, STG-3) 553.90 NB 553.90 Etapa 1, 2 y 3 (STG-1, STG-2, STG-3) 579.00 NB 579.00 Etapa 1 y 2 (STG-1, STG-2) 608.15 NB 608.15 Etapa 1 y 2 (STG-1, STG-2) 637.00 NB 637.00 Etapa 1 y 2 (STG-1, STG-2) 678.50 NB 678.50 Etapa 1 (STG-1) 704.45 NB 704.45 Etapa 2 y 4 (STG-2, STG-4) 719.00 NB 719.00 Etapa 1, 2 y 4 (STG-1, STG-2, STG-4) 745.70 NB 745.70 Etapa 1, 2 y 3 (STG-1, STG-2, STG-3) 763.80 NB 763.80 Etapa 1 y 3 (STG-1, STG-3) 791.00 NB 791.00 Etapa 1, 2 y 4 (STG-1, STG-2, STG-4) 833.00 NB 833.00 Etapa 1 y 2 (STG-1, STG-2) 865.80 NB 865.80 Etapa 1 y 2 (STG-1, STG-2) 906.35 NB 906.35 Etapa 1, 3 y 4 (STG-1, STG-3, STG-4) 935.35 NB 935.35 Etapa 1, 2 y 3 (STG-1, STG-2, STG-3) 947.60 NB 947.60 Etapa 1, 2 y 3 (STG-1, STG-2, STG-3) 953.10 NB 953.10 Etapa 1, 2 y 3 (STG-1, STG-2, STG-3) 961.00 NB 961.00 Etapa 1, 2 y 3 (STG-1, STG-2, STG-3) 968.00 NB 968.00 Etapa 1 y 2 (STG-1, STG-2) 985.00 NB 985.00 Etapa 1 y 2 (STG-1, STG-2) 999.40 NB 999.40 Etapa 1 y 2 (STG-1, STG-2) *m.b.s.=metros bajo la superficie 58 A.2. Descripciones petrográficas Muestra NB 30.00 Figura 19: Microfotografías de la muestra NB 30.00. A) Óxidos de fe y clorita reemplazando fenocristal máfico. B) Vetilla rellena con cuarzo euhedral, óxidos de fe, cuarzo microcristalino y clorita. Litología Primaria Andesita basáltica porfírica, con fenocristales de plg y px. Masa fundamental compuesta por microlitos de plg. Baja vesicularidad. Alteración hidrotermal Alteración leve. Presencia de fe-ox y chl en la masa fundamental. Alteración de plg a calc y chl. Fenocristales de px alterados a chl y fe-ox en fracturas. Amígdalas con fe-ox y chl. Vetillas: qtzeu-ox de fe-qtzmc-chl, de espesor ≤ 0.2 mm.; qtz, de espesor ≤ 0.1 mm. Muestra NB 60.00 Figura 20: Microfotografías de la muestra NB 60.00. A) Cloritización de la masa fundamental. Alteración de fenocristal de piroxeno en fracturas. B) Vetillas de cuarzo y vetillas posteriores de calcita. Litología Primaria Andesita basáltica porfírica con fenocristales de plg, px y minerales máficos. Masa fundamental compuesta por microlitos de plg. Alteración hidrotermal Alteración leve. Presencia de chl en la masa fundamental. Alteración de plg y px a calc y chl, con menor presencia de I/S en plg. Minerales máficos alterados a chl. Vetillas: qtz, de espesor ≤0.1 mm; calc, de espesor ≤0.7 mm; ox de fe-chl, de espesor ≤1.0 mm. 59 Muestra NB 100.00 Figura 21: Microfotografías de la muestra NB 100.00. A) Fenocristal de plagioclasa reemplazado por illita/esmectita y clorita. B) Vetilla de cuarzo microcristalino, clorita, clorita/esmectita y calcita. Litología Primaria Andesita basáltica porfírica con fenocristales de plg. Masa fundamental compuesta por microlitos de plg. Baja vesicularidad. Alteración hidrotermal Alteración moderada. Fenocristales de plg alterados a calc, chl e I/S. Alteración de la masa fundamental a qtz, chl y fe-ox. Amígdalas con chl. Vetillas: ep, de espesor ≤ 0.1 mm.; qtz, de espesor ≤ 0.1 mm.; calc, de espesor ≤ 0.1 mm.; qtzmc- chl±I/S-calc-lau, de espesor ≤ 3.0 mm. Muestra NB 130.00 Figura 22: Microfotografías de la muestra NB 130.00. A) Vetilla rellena con prehnita y laumontita. B) Fenocristales reemplazados por clorita y clorita/esmectita. Vetilla de laumontita. Litología Primaria Andesita basáltica porfírica con fenocristales de plg y px. Masa fundamental compuesta por microlitos de plg. Baja vesicularidad. Alteración hidrotermal Alteración moderada. Alteración de plg a calc, chl y menor ep. Fenocristales de px con presencia de fe-ox en fracturas. Chl y fe-ox en la masa fundamental. Amígdalas con qzmc, chl. Vetillas: qtz-chl-prh-calc, de espesor ≤ 0.5 mm; lau, de espesor ≤ 0.3 mm., preh-lau, de espesor ≤ 0.1 mm., calc-lau, de espesor ≤ 0.5 mm. 60 Muestra NB 160.00 Figura 23: Microfotografías de la muestra NB 160.00. A) Brecha hidrotermal con abundantes óxidos de fe. Cemento compuesto por cuarzo y matriz de clorita y calcita. B) Vetilla rellena con calcita y posterior laumontita. Litología Primaria Brecha hidrotermal. Fragmentos líticos intensamente alterados, con litología obliterada. Cemento de qzmc-chl con matriz de calcRBC-qzeu. Alteración hidrotermal Alteración intensa. Abundante presencia de fe-ox, chl y menor qtz, en fragmentos líticos. Vetillas: calc-lau, de espesor ≤ 1.5 mm. Muestra NB 193.75 Figura 24: Microfotografías de la muestra NB 193.75. A) Reemplazo de fenocristales por cuarzo y clorita. B) Vetilla rellena con cuarzo, clorita, clorita/esmectita, cortada por vetilla posterior de calcita y pirita. Litología Primaria Andesita basáltica porfírica, con fenocristales de plg, px y minerales máficos. Masa fundamental compuesta por microlitos de plg y px. Baja vesicularidad. Alteración hidrotermal Alteración moderada. Presencia de chl y fe-ox en la masa fundamental. Alteración de fenocristales de plg, px y minerales máficos a calc, chl y menor ep. Amígdalas con qzmc y chl. Vetillas: qtzmc-chl-C/S±chal, de espesor ≤ 0.4 mm; calcBLD-py, de espesor ≤ 1.5 mm, con alu y fe-ox en halo de alteración ≤ 15 mm. 61 Muestra NB 227.40 Figura 25: Microfotografías de la muestra NB 227.40. A) Alteración con óxidos de fe y clorita. B) Vetilla de calcita cortando alteración previa de clorita y clorita/esmectita. Litología Primaria Obliterada. Alteración hidrotermal Alteración intensa. Abundante presencia de fe-ox y chl distribuidas homogéneamente en la muestra. Parches de alteración con qtz, calc y menor ep y py. Posibles amígdalas con chl y C/S. Vetillas: chl, de espesor ≤ 0.1 mm.; calc, de espesor ≤ 2.0 mm. Muestra NB 255.80 Figura 26: Microfotografías de la muestra NB 225.80. A) Vetilla de clorita y calcita con bordes de óxidos de fe y cuarzo microcristalino. B) Vetilla de epidota y cuarzo, con posterior precipitación de calcita rómbica. Litología Primaria Andesita basáltica porfírica con fenocristales de plg y px. Masa fundamental compuesta por microlitos de plg. Alteración hidrotermal Alteración leve. Presencia de fe-ox, chl y menor ep en la masa fundamental. Alteración de plg a alb, calc y chl. Vetillas: ox de fe-qzmc-chl, de espesor ≤ 1.0 mm.; ep-qz-calc±cpy, de espesor ≤ 0.5 mm. 62 Muestra NB 276.05 Figura 27: Microfotografías de la muestra NB 276.05. A) Brecha hidrotermal con fragmentos intensamente alterados. B) Detalle del cemento, compuesto por cuarzo y clorita, y de la matriz, de calcita, en la brecha hidrotermal. Litología Primaria Brecha hidrotermal. Fragmentos líticos intensamente alterados, con litología obliterada. Cemento de qzmc-chl, con matriz de calcRBC-qzeu y menor ep. Alteración hidrotermal Alteración intensa. Abundante presencia de fe-ox y chl en fragmentos líticos. Vetillas: calc, de espesor ≤ 1.0 mm. Muestra NB 307.05 Figura 28: Microfotografías de la muestra NB 307.05. A) Parches de alteración con prehnita, cuarzo y menor calcopirita. B) Parche de alteración de prehnita rodeando vetilla de clorita. Litología Primaria Andesita basáltica porfírica, con fenocristales de plg y px. Masa fundamental compuesta por microlitos de plg y px. Alteración hidrotermal Alteración leve. Moderada presencia de chl, qtz y menor ep en la masa fundamental. Leve alteración de plg a prh. Vetillas: chl-C/S±qtz, de espesor ≤ 1.0 mm. 63 Muestra NB 348.20 Figura 29: Microfotografías de la muestra NB 348.20. A) Alteración de fenocristales máficos a óxidos de fe y clorita. B) Vetilla de epidota, prehnita, calcita hojosa y posterior laumontita. Litología Primaria Andesita basáltica porfírica con fenocristales de plg y minerales máficos. Masa fundamental compuesta por microlitos de plg y px. Alteración hidrotermal Alteración leve a moderada. Abundante presencia de chl en la masa fundamental. Reemplazo de fenocristales máficos por fe-ox, qtz y chl. Alteración de plg a chl, calc y menor prh. Vetillas: ep-prh-qtz-calcBLD, de espesor ≤ 2.0 mm; chl-qtz, de espesor ≤ 1.0 mm; lau, de espesor ≤ 2.0 mm. Muestra NB 380.03 Figura 30: Microfotografías de la muestra NB 380.03. A) Vetilla de cuarzo microcristalino y clorita, cortada y desplaza por vetilla de wairakita. B) Asociación de epidota, prehnita y pirita, englobada por wairakita. Litología Primaria Andesita basáltica porfírica con fenocristales de plg y baja vesicularidad. Masa fundamental compuesta por microlitos de plg y vidrio. Alteración hidrotermal Alteración leve a moderada. Abundante presencia de chl, y menor ep, en la masa fundamental. Alteración de plg a alb, calc y ep. Amígdalas con qtz y chl. Vetillas: qtzmc-chl±ep±qtz, de espesor ≤ 1.0 mm.; wai±calc, de espesor ≤ 3.0 mm. 64 Muestra NB 406.85 Figura 31: Microfotografías de la muestra NB 406.85. A) Abundante presencia de clorita, óxidos de fe y pirita en la masa fundamental. B) Vetilla con compleja secuencia mineralógica. Litología Primaria Andesita basáltica porfírica con fenocristales de plg, minerales máficos. Masa fundamental compuesta por microlitos de plg orientados y px. Baja vesicularidad. Alteración hidrotermal Alteración leve a moderada. Presencia de chl, minerales ópacos, qtz y menor calc en la masa fundamental. Alteración de plg a calc, ep y menor chl. Amígdalas con qtzmc±chl, prh, ep y calc. Vetillas: calc-lau, de espesor ≤ 0.2 mm.; chl-qzmc-ep-prh-qtz-calcBLD-wai, de espesor ≤5.0 mm. Muestra NB 440.45 Figura 32: Microfotografías de la muestra NB 440.45. A) Vetilla de cuarzo y pirita con bordes de illita/esmectita. B) Cristales de epidota envueltos por illita/esmectita, posteriormente englobados por cuarzo. Litología Primaria Obliterada. Alteración hidrotermal Alteración intensa. Abundante presencia de chl, I/S y qtz, distribuidos homogéneamente en la muestra. Reemplazo de plg por ep. Vetillas: qtzmc-I/S±py-qtzcb-clacRBC, de espesor ≤ 2.0 mm. 65 Muestra NB 456.60 Figura 33: Microfotografías de la muestra NB 456.60. A) Alteración de plagioclasas a epidota. Vetillas de calcita. B) Alteración de plagioclasas a clorita y epidota. Vetilla de prehnita y calcita. Litología Primaria Andesita basáltica porfírica, con fenocristales de plg y minerales máficos. Masa fundamental compuesta por microlitos de plg y vidrio. Alteración hidrotermal Alteración moderada a intensa. Abundante presencia de chl y fe-ox en la masa fundamental. Alteración de plg a ep y calc. Reemplazo de minerales máficos por fe-ox, qtz y chl. Vetillas: calc±prh, de espesor ≤ 0.1 mm.; calc±qtz, de espesor ≤ 0.2 mm.; ep, de espesor ≤ 0.1 mm., qzmc-chl-ep-qtz-calc, de espesor ≤ 2.0 mm. Muestra NB 476.48 Figura 34: Microfotografías de la muestra NB 476.48. A) Vetilla de calcita cortando alteración de clorita-epidota. B) Reemplazo de fenocristales máficos por óxidos de fe, cuarzo y clorita. Litología Primaria Obliterada. Alteración hidrotermal Alteración intensa. Abundante presencia de chl y fe-ox. Presencia de chl, calc e I/S reemplazando fenocristales de plg; fe-ox, qtz y chl reemplazando fenocristales máficos. Vetillas: ep±chl, de espesor ≤ 0.3mm.; calc, de espesor ≤ 0.7 mm; calc±I/S, de espesor ≤ 0.1 mm. 66 Muestra NB 511.20 Figura 35: Microfotografías de la muestra NB 511.20. A) Alteración de la matriz a calcita, cuarzo y menor clorita. B) Illita/esmectita alterando fenocristales de plagioclasa. Litología Primaria Toba vítrea con fragmentos cristalinos de plg y qtz. Alteración hidrotermal Alteración moderada a intensa. Alteración homogénea de la matriz a qtz, y menor chl y ep. Presencia de calc en la matriz, asociada a parches de qtz. Alteración de plg a I/S. Vetillas: calc, de espesor ≤ 0.4 mm. Muestra NB 546.70 Figura 36: Microfotografías de la muestra NB 546.70. A) Vetilla de wairakita cortando alteración de clorita. B) Amígdala con prehnita y wairakita y bordes de clorita. Litología Primaria Andesita basáltica porfírica vesicular, con fenocristales de plg y px. Fenocristales de plg con textura glomeropofírica. Masa fundamental vítrea. Alteración hidrotermal Alteración intensa. Plagioclasas completamente alteradas a chl, ep y menor prh. Alteración de px a chl y menor fe-ox. Amígdalas con chl, ep, wai, prh±py±cpy. Vetillas: wai, de espesor ≤ 0.1 mm.; chl-prh±cpy, de espesor ≤ 0.3 mm. 67 Muestra NB 553.90 Figura 37: Microfotografías de la muestra NB 553.90. A) Vetilla con compleja secuencia paragenética. B) Detalle de la vetilla en A), destacando alteración de clorita a illita/esmectita y relleno de clacita. Litología Primaria Andesita basáltica porfírica con fenocristales de plg y menor qtz. Masa fundamental compuesta por microlitos de plg, px y vidrio. Alteración hidrotermal Alteración moderada. Fenocristales de plg alterados a calc y ep. Presencia de chl y qtz en la masa fundamental. Vetillas: calc, de espesor ≤ 0.1 mm.; chl, de espesor ≤ 0.1 mm.; qtz±ep, de espesor ≤ 0.1 mm. Muestra NB 579.00 Figura 38: Microfotografías de la muestra NB 579.00. A) Reemplazo de mineral máfico por clorita, óxidos de fe y cuarzo. B) Vetillas de clorita y epidota, con posterior calcita. Litología Primaria Andesita basáltica porfírica con fenocristales de plg, qtz y minerales máficos. Masa fundamental compuesta por microlitos de plg, px y vidrio. Alteración hidrotermal Alteración moderada. Fenocristales máficos y masa fundamental alterados a fe-ox, chl y menor qtz. Presencia de ep y calc reemplazando fenocristales de plg. Vetillas: qtz±chl, de espesor ≤ 0.3 mm.; chl, de espesor ≤ 0.6 mm., calc, de espesor ≤ 0.2 mm; ep±calc, de espesor ≤ 0.2 mm. 68 Muestra NB 608.15 Figura 39: Microfotografías de la muestra NB 608.15. A) Alteración de plagioclasa a epidota. Distribución homogénea de clorita en la muestra. B) Vetilla de epidota con posterior presencia de calcita. Litología Primaria Obliterada. Alteración hidrotermal Alteración intensa. Fenocristales de plg alterados a ep y menor chl. Abundante presencia de chl, y posibles ceo, distribuidas homogéneamente en la muestra. Vetillas: ep, de espesor ≤ 5 mm.; calc, de espesor ≤ 0.1 mm. Muestra NB 637.00 Figura 40: Microfotografías de la muestra NB 637.00. A) Fenocristales reemplazados por clorita y parches de epidota. B) Vetilla de cuarzo-epidota-illita/esmectita. Litología Primaria Obliterada. Alteración hidrotermal Alteración intensa. Fenocristales reemplazados por chl, chl-ep. Parches de epidota con distribución heterogénea. Presencia de I/S en fenocristales de plg. Vetillas: qtz, de espesor ≤ 0.2 mm.; ep, de espesor ≤ 0.3 mm.; qtz-I/S, de espesor ≤ 0.3 mm.; qtz- calc, de espesor ≤ 0.3 mm. 69 Muestra NB 678.50 Figura 41: Microfotografías de la muestra NB678.50. A) Amígdala con clorita y borde de cuarzo. Plagioclasas alteradas a clorita e illita. B) Vetilla con óxidos de fe ± cuarzo microcristalino, chlorita y calcedonia. Litología Primaria Andesita basáltica porfírica con fenocristales de plg y qtz. Masa fundamental compuesta por microlitos de plg y px. Alteración hidrotermal Alteración moderada. Alteración de la masa fundamental a fe-ox y chl. Plg alteradas a chl y calc. Vetillas: ox de fe-chl, de espesor ≤ 0.1 mm.; ox de fe-chl-qzmc-chal, de espesor ≤ 0.5 mm. Muestra NB 704.45 Figura 42: Microfotografías de la muestra NB 704.45. A) Alteración de la matriz a clorita y cuarzo. Epidota adyacente a vetilla de laumontita. B) Vetilla abierta de laumontita con precipitación de magnetita de grano fino. Litología Primaria Toba de lapilli con fenocristales de plg, qtz y menor presencia de fenocristales máficos. Alteración hidrotermal Alteración intensa. Qtz y chl con distribución heterogénea en la muestra. Presencia de qtz, chl y ep reemplazando posibles fenocristales máficos. Alteración de fenocristales de plg a ill. Vetillas: lau±mgt, de espesor ≤ 3.0 mm. 70 Muestra NB 719.00 Figura 43: Microfotografías de la muestra NB 719.00. A) Presencia de clorita, epidota e illita/esmectita. Vetillas abiertas siendo rellenadas por magnetita de grano fino. B) Vetilla con calcita hojosa englobada por laumontita. Litología Primaria Obliterada. Alteración hidrotermal Alteración intensa. Parches de chl, ep, e I/S, distribuidos heterogéneamente. Vetillas: qtzmc-chl-ep, de espesor ≤ 1.0 mm.; calcBLD-lau, de espesor ≤ 3.0 mm.; ep-qtz-mgt±py, de espesor ≤ 0.3 mm. Muestra NB 745.70 Figura 44: Microfotografías de la muestra NB 745.70. A) Plagioclasas reemplazadas por minerales de arcilla. Amígdalas con óxidos de fe y clorita. B) Presencia de óxidos de fe, cuarzo y clorita, con posterior alteración de epidota y wairakita. Litología Primaria Andesita basáltica porfírica vesicular. Fenocristales de plg y px. Masa fundamental compuesta por microlitos de plg. Alteración hidrotermal Alteración moderada a intensa. Presencia de fe-ox y clorita en la masa fundamental. Amígdalas con qtz±prh, chl±wai. Vetillas: fe-ox, de espesor ≤ 0.1 mm; qtz-ep-wai-calc, de espesor ≤ 5.0 mm. 71 Muestra NB 763.80 Figura 45: Microfotografías de la muestra NB 763.80. A) Vetillas con bordes de cuarzo microcristalino y clorita, con posterior precipitación de cuarzo euhedral y calcita rómbica. B) Vetilla de calcita y cuarzo con bordes de clorita. Litología Primaria Andesita basáltica porfírica con fenocristales de plg y menor px. Masa fundamental compuesta por microlitos de plg y px. Alteración hidrotermal Alteración moderada. Presencia de fe-ox, chl y qz en la masa fundamental. Reemplazo de plg por alb, calc y ep. Fenocristales de px levemente alterados con fe-ox en fracturas. Vetillas: calc, de espesor ≤ 0.3 mm; qtzmc-chl-anh-qzeu-calc, de espesor ≤ 5.0 mm. Muestra NB 791.00 Figura 46: Microfotografías de la muestra NB 791.00. A) Intensa alteración con presencia de illita/esmectita, clorita y parches de epidota. B) Vetilla de calcita y posterior laumontita, con bordes de cuarzo y epidota. Litología Primaria Obliterada. Alteración hidrotermal Alteración intensa. Presencia de calc e ill reemplazando plg. Presencia de qtz, chl y ep, reemplazando posibles fenocristales máficos. Calc y ep en parches distribuidos heterogéneamente. Vetillas: qtz, de espesor ≤ 0.1 mm; qtz±ep-calc-lau, de espesor ≤ 2.0 mm. 72 Muestra NB 833.00 Figura 47: Microfotografías de la muestra NB 833.00. A) Vetilla de epidota cortando alteración de la matriz a clorita y cuarzo. B) Alteración de plagioclasas a albita y menor epidota. Vetilla de epidota cortando plagioclasas. Litología Primaria Toba de lapilli brechosa con fragmentos cristalinos de plg, qtz y menor feldespato potásico. Fragmentos líticos monomícticos de andesita basáltica porfírica. Alteración hidrotermal Alteración intensa. Presencia de chl, ep y qtz en la matriz. Alteración de plg a alb, ep y calc. Amígdalas con chl y anh. Vetillas: chl, de espesor ≤ 0.1 mm; qtz, de espesor ≤ 0.1 mm, ep y ep-qtz, de espesor ≤ 0.2 mm. Muestra NB 865.80 Figura 48: Microfotografías de la muestra NB 865.80. A) Parches de alteración de clorita y epidota. B) Distribución heterogénea de epidota, clorita, cuarzo y minerales ópacos. Litología Primaria Obliterada. Alteración hidrotermal Alteración intensa. Presencia de parches de clorita con menor cuarzo, y ep de grano medio y ep microcristalina distribuidas heterogéneamente. Parches de alteración con chl, ep, qtz y zeo. 73 Muestra NB 906.35 Figura 49: Microfotografías de la muestra NB 906.35. A) Intensa alteración con presencia de óxidos de fe y clorita. B) Vetilla de wairakita y calcita. Litología Primaria Obliterada. Alteración hidrotermal Alteración intensa. Abundante presencia de chl y fe-ox distribuidos homogéneamente en la muestra. Parches de alteración con calc y ep. Posibles fenocristales de plg alterados a ill. Vetillas: sin relleno, de espesor ≤ 0.3 mm; wai-calc-anh±qtz, de espesor ≤ 5.0 mm. Muestra NB 935.35 Figura 50: Microfotografías de la muestra NB 935.35. A) Presencia de clorita en la masa fundamental. Amígdala con clorita, epidota, granate y anhidrita. B) Amígdalas de clorita, cuarzo, epidota, granate y anhidrita. Litología Primaria Andesita basáltica porfírica vesicular, con fenocristales de plg y qtz. Masa fundamental vítrea. Alteración hidrotermal Alteración leve. Fenocristales de plg alterados a ill. Masa fundamental alterada a chl, fe-ox y menor ep. Amígdalas con chl, qtz, ep, grt, anh y menor py y cpy. 74 Muestra NB 947.60 Figura 51: Microfotografías de la muestra NB 947.60. A) Reemplazo de fragmentos cristalinos por epidota y clorita. B) Alteración de plagioclasa a epidota e illita/esmectita. Litología Primaria Toba de lapilli vítrea. Fragmentos cristalinos de plg y qtz. Líticos monomícticos de andesita basáltica porfírica vesicular. Alteración hidrotermal Alteración moderada a intensa. Plagioclasas alteradas a alb, chl, ep e ill. Fenocristales máficos reemplazados por fe-ox, qtz y chl. Presencia de chl, qtz y zeo en la matriz. Amígdalas con qtz y chl. Vetillas: fe-ox y chalc, de espesor ≤ 0.5 mm.; anh, de espesor ≤ 2.0 mm; qtz, de espesor ≤ 0.1mm. Muestra NB 953.10 Figura 52: Microfotografías de la muestra NB 953.10. A) Reemplazo de la matriz por epidota. Fenocristales de plagioclasa alterados a albita y clorita. B) Presencia de epidota en vetillas y alterando plagioclasas. Litología Primaria Toba de lapilli vítrea con fragmentos cristalinos de plg, qtz y px, con menor presencia de feldespato potásico. Fragmentos líticos de andesita basáltica porfírica vesicular y diorita porfírica. Alteración hidrotermal Alteración moderada a intensa. Reemplazo de plg por calc, chl y ep. Amígdalas con chl y anh. Matriz con presencia de chl y fe-ox. Vetillas: ep, de espesor ≤ 0.5 mm; anh, de espesor ≤ 1.5 mm. 75 Muestra NB 961.00 Figura 53: Microfotografías de la muestra NB 961.00. A) Vetilla de anhidrita y reemplazo de plagioclasa por clorita. B) Vetilla de chlorita y epidota. Litología Primaria Toba de lapilli lítica con fragmentos cristalinos de plg, qtz y menor feldespato potásico. Fragmentos líticos de andesita basáltica porfírica. Alteración hidrotermal Alteración moderada a intensa. Reemplazo de plg por calc, ep y chl. Reemplazo de chl por ill. Presencia de qtz y ep en la matriz. Vetillas: ep, de espesor ≤ 1.5 mm; y anh, de espesor ≤ 2.0 mm. Muestra NB 968.00 Figura 54: Microfotografías de la muestra NB 968.00. A) Amígdala con cuarzo, clorita, epidota, prehnita, anhidrita y pirita. B) Reemplazo de plagioclasa por prehnita y epidota. Litología Primaria Toba de lapilli con plg y qtz, con menor presencia de px. Fragmentos líticos polimícticos de andesita porfírica vesicular y diorita porfírica. Alteración hidrotermal Alteración moderada a intensa. Reemlpazo de plg por calc, chl y ep. Matriz reemplaza por chl. Amígdalas con qtz, chl, ep, prh, anh y menor py. Vetillas: ep y ep-qtz, de espesor ≤ 0.4 mm. 76 Muestra NB 985.00 Figura 55: Microfotografías de la muestra NB 985.00. A) Alteración de plagioclasas a albita y epidota. Presencia de clorita en la matriz. B) Vetilla rellena con epidota y cuarzo. Litología Primaria Toba de lapilli y ceniza, cristalina, con plg, px y menor presencia de feldespato potásico. Fragmentos líticos monomícticos de andesita porfírica. Alteración hidrotermal Alteración moderada a intensa. Reemplazo de plg por chl y ep. Presencia de qtz y zeo en la matriz. Vetillas: ep y ep-qtz, de espesor ≤ 1.0 mm. Muestra NB 999.40 Figura 56: Microfotografías de la muestra NB 999.40. A) Fenocristales de piroxeno reemplazados por calcita, clorita y epidota. B) Alteración de la matriz y fenocristales de plagioclasa a epidota y zeolitas. Litología Primaria Toba de lapilli y ceniza vítrea con fragmentos cristalinos de plg y px, con menor presencia de feldespato potásico. Fragmentos líticos monomícticos de andesita porfírica. Alteración hidrotermal Alteración moderada a intensa. Reemplazo de px por ep, chl y calc. Cristales de plg reemplazados por ep, chl y zeo. Presencia de ep microcristalina, qtz y zeo en la matriz. Vetillas: chl y ep-qtz, de espesor ≤ 0.2 mm. 77 ANEXO B: Análisis XRD B.1. Minerales de arcilla documentados en el pozo Nieblas-1 Tabla 7: Distribución vertical de los minerales de arcilla y proporciones relativas de los minerales de arcilla interestratificados. Muestra Co Chl/Smc Chl% - Chl I/S Ill% - I/S Ilt Chl/Smc I/S ordering NB 30.00 X X NB 60.00 X X 59 X 20 R0 NB100.00 X 61 X X 10 R1 NB 130.00 X X 50 X NB 160.00 X X 60 X NB 193.75 X X 60 X 55 R1 NB 227.40 X 60 X NB 255.80 X NB 276.05 X X 81 R3 NB 307.05 X X 61 NB 348.20 X 83 NB 380.03 X NB 406.85 X NB 440.45 X 61 X X 75 R3 NB 456.60 X NB 476.48 X 60 X X 77 R3 NB 511.20 X X 89 R3 NB 546.70 X NB 553.90 X NB 579.00 X 91 NB 608.15 X 88 X NB 637.00 X X 98 R3 79 R1 NB 678.50 X X NB 704.45 X X NB 719.00 X X 77 R3 NB 745.70 X NB 763.80 X NB 791.00 X X NB 833.00 X NB 865.80 X NB 906.35 X X NB 935.30 X X NB 947.60 X X NB 953.10 X NB 961.00 X NB 968.00 X NB 985.00 X NB 999.40 X 78 B.2. Difractogramas de los minerales de arcilla Figura 57: Patrones XRD de las muestras NB 30.00, NB 60.00 y NB 100.00. Condiciones de medición de los difractogramas: AD = secado al aire, EG = glicolado, H = calcinado. 79 Figura 58: Patrones XRD de las muestras NB 130.00, NB 160.00, NB 193.75 y NB 227.40. Condiciones de medición de los difractogramas: AD = secado al aire, EG = glicolado, H = calcinado. 80 Figura 59: Patrones XRD de las muestras NB 255.80, NB 276.00, NB 307.00 y NB 348.20. Condiciones de medición de los difractogramas: AD = secado al aire, EG = glicolado, H = calcinado. 81 Figura 60: Patrones XRD de las muestras NB 380.00, NB 406.80, NB 440.40 y NB 456.60. Condiciones de medición de los difractogramas: AD = secado al aire, EG = glicolado, H = calcinado. 82 Figura 61: Patrones XRD de las muestras NB 476.40, NB 511.20, NB 546.70 y NB 553.90. Condiciones de medición de los difractogramas: AD = secado al aire, EG = glicolado, H = calcinado. 83 Figura 62: Patrones XRD de las muestras NB 579.00, NB 608.10, NB 637.00 y NB 678.50. Condiciones de medición de los difractogramas: AD = secado al aire, EG = glicolado, H = calcinado. 84 Figura 63: Patrones XRD de las muestras NB 704.40, NB 719.00, NB 745.70 y NB 763.80. Condiciones de medición de los difractogramas: AD = secado al aire, EG = glicolado, H = calcinado. 85 Figura 64: Patrones XRD de las muestras NB 791.00, NB 833.00, NB 865.80 y NB 906.30. Condiciones de medición de los difractogramas: AD = secado al aire, EG = glicolado, H = calcinado. 86 Figura 65: Patrones XRD de las muestras NB 935.30, NB 947.60, NB 953.10 y NB 961.00. Condiciones de medición de los difractogramas: AD = secado al aire, EG = glicolado, H = calcinado. 87 Figura 66: Patrones XRD de las muestras NB 968.00, NB 985.00 y NB 999.40. Condiciones de medición de los difractogramas: AD = secado al aire, EG = glicolado, H = calcinado. 88 ANEXO C. Análisis químico de aguas termales C.1. Diagramas ternarios Figura 67: Diagrama piper para las muestras de aguas termales superficiales. - -- - Figura 68: Concentraciones relativas de Cl , SO4 y HCO3 en las aguas termales superficiales. 89