Caracterización y Evaluación del Potencial Geotérmico de la ...

Caracterización y Evaluacióndel Potencial Geotérmico dela Región Moquegua

Dirección de Geología Ambientaly Riesgo Geológico

Equipo de Investigación:

Vicentina Cruz Pauccara (Geoquímica de �uidos geotérmicos)Víctor Vargas Rodríguez (Geotermia)Lourdes Cacya Dueñas (Geología Regional)

INGEMMET, Boletín Serie C: Geodinámica e Ingeniería GeológicaN° 58

Lima, Perú2014

INGEMMET, Boletín Serie C: Geodinámica e Ingeniería GeológicaN° 58

Derechos Reservados. Prohibida su reproducción© INGEMMET

Presidencia del Consejo Directivo: Susana Vilca

Secretaria General: Elizabeth Ramos

Comité Editor: Susana Vilca, Lionel Fídel, Pedro Navarro,

Jorge Chira, Rocío Morris

Dirección encargada del estudio: Dirección de Geología Ambiental y Riesgo

Geológico

Unidad encargada de edición: Unidad de Relaciones Institucionales

Corrección Geocientífica: Enrique Lima

Corrección gramatical y de estilo: María Obregón

Diagramación: A&M Soluciones Tecnológicas

Fotografía de la carátula: Manifestaciones Geotermales

Hecho el Depósito Legal en la Biblioteca Nacional del Perú N° 2014-10163ISSN 1560-9928

Publicación disponible en libre acceso en la página web (www.ingemmet.gob.pe). La utilización, traducción y creación de obras derivadas de la presente publicación están autorizadas, a condición de que se cite la fuente original ya sea contenida en medio impreso o digital (GEOCATMIN - http://geocatmin.ingemmet.gob.pe).

Los términos empleados en esta publicación y la presentación de los datos que en ella aparecen son de exclusiva responsabilidad del equipo de investigación.

Referencia bibliográficaCruz, V., Vargas, V. & Cacya, L. (2014) - Caracterización y evaluación del potencial geotérmico de la región Moquegua. INGEMMET, Boletín, Serie C: Geodinámica e Ingeniería Geológica, 58, 155 p., 2 mapas.

Razón Social: Instituto Geológico, Minero y Metalúrgico (INGEMMET)Domicilio: Av. Canadá N° 1470, San Borja, Lima, PerúPrimera Edición, INGEMMET 2014Se terminó de imprimir el 25 de agosto del año 2014 en los talleres de INGEMMET

Contenido

RESUMEN ..................................................................................................................................................................................... 1

CAPÍTULO I ................................................................................................................................................................................... 3GENERALIDADES .................................................................................................................................................................. 3

CAPÍTULO II ................................................................................................................................................................................. 11METODOLOGÍA ..................................................................................................................................................................... 11

CAPÍTULO III ............................................................................................................................................................................... 17CARACTERIZACIÓN DE LAS ZONAS GEOTERMALES ....................................................................................................... 17

CAPÍTULO IV .............................................................................................................................................................................. 135MAPA GEOTÉRMICO DE LA REGIÓN MOQUEGUA ............................................................................................................ 135

CONCLUSIONES ........................................................................................................................................................................ 141

BIBLIOGRAFÍA ............................................................................................................................................................................ 143

ANEXO N.° 01 ............................................................................................................................................................................. 149FOTOS DE MANIFESTACIONES GEOTERMALES EN LA REGIÓN MOQUEGUA .............................................................. 149

ANEXO N.º 02 ............................................................................................................................................................................. 161INVENTARIO DE MANIFESTACIONES GEOTERMALES EN LA ZONA GEOTERMAL DE TITIRE-PUENTE BELLO .......... 161

ANEXO N.º 03 ............................................................................................................................................................................. 162INVENTARIO DE MANIFESTACIONES GEOTERMALES EN LA ZONA GEOTERMAL DE JESÚS MARÍA, TOLAPALCA,CALASAYA ........................................................................................................................................................................... 162

ANEXO N.º 04 ............................................................................................................................................................................. 163INVENTARIO DE MANIFESTACIONES GEOTERMALES EN LA ZONA GEOTERMAL DE CALACOA ................................ 163

ANEXO N.º 05 ............................................................................................................................................................................. 165INVENTARIO DE MANIFESTACIONES GEOTERMALES EN LA ZONA GEOTERMAL DE ULLUCÁN ................................ 165

ANEXO N.º 06 ............................................................................................................................................................................. 167INVENTARIO DE MANIFESTACIONES GEOTERMALES EN LA ZONA GEOTERMAL DE UBINAS .................................... 167

Boletín N° 58 Serie C - INGEMMET Dirección de Geología Ambiental y Riesgo Geológico

RESUMEN

El presente boletín muestra los resultados de la evaluación delpotencial geotérmico de la región Moquegua, así como lacaracterización de seis zonas geotermales promisorias. Dichoscampos se encuentran localizados por encima de los 4000 m. s. n.m., con manifestaciones geotermales como fuentes termales,emanaciones gaseosas y fumarolas. Asimismo se ha estimado elpotencial geotérmico para cada una de estas zonas.

El potencial geotérmico en la región Moquegua esta relacionadoal proceso de subducción de la placa de Nazca debajo de laSudamericana, originando actividad magmática y flujos de calor alo largo del flanco oeste de los Andes peruanos. Donde lastemperaturas registradas en las manifestaciones geotermales varíanentre 30 y 90 °C, en algunos casos se midieron valores superiores.Asimismo, la estimación de la temperatura de los fluidos calculadosmediante geotermómetros químicos en los reservorios de lossistemas geotermales llegan a superar los 200 °C. Las altastemperaturas se deben principalmente, a la existencia de fuentesde calor (cámaras magmáticas) que pueden estar en contacto conacuíferos profundos; o que a través de estructuras profundastransmiten el calor hacia la superficie, incrementado la temperaturade las aguas de acuíferos superficiales. La mayoría de la fuentestermales en esta región tienen un origen juvenil (sea magmático ovolcánico).

En la región se tienen registrados 25 centros volcánicos, destacandopor su actividad reciente los volcanes Huaynaputina, Ticsani yUbinas éste último considerado como el volcán más activo delPerú por su reciente actividad desde el 2006. La ubicación de loscentros volcánicos tienen un control estructural regional NE-SO,asimismo se ha podido identificar que muchas de las manifestacionesgeotermales están asociadas a este control. Los fenómenosvolcánicos y estructurales han originado que las rocas volcánicasy el basamento estén fuertemente fracturados, factor que controlala recarga, circulación y descarga de los fluidos geotérmicos, seadesde zonas profundas o superficiales.

En la región Moquegua, las aguas geotermales presentantemperaturas entre 30 °C a 90 °C, la conductividad eléctrica llegaa valores superiores a los 30.0 mS/cm, y el pH presenta valoresque varían entre 6 a 9. Los caudales máximos individuales superanlos 30 L/min, mientras que grupos de fuentes en conjunto, como lasde Titire-Puente Bello superan los 300 L/min. Muchas de estasmanifestaciones emiten gases como H2S y CO2. El tipo de aguapredominante es clorurada sódica.

La caracterización geoquímica de las zonas geotermales en laregión se realizó a través del estudio de las aguas termales, cuyosresultados químicos fueron interpretados mediante el uso dediferentes diagramas hidrogeoquímicos, clasificando a las aguascomo cloruradas sódicas (Cl-Na), tipo de agua característico defluidos de reservorios geotermales de elevadas temperaturas.Además es un indicativo que las aguas termales están estrechamenterelacionadas a la presencia de rocas silicatadas en el reservoriodonde tiene lugar la circulación, atribuyéndose la concentración desolutos a las reacciones de intercambio agua-roca.

Las aguas termales en su mayoría presentan boro (B) en sucomposición química, mediante el diagrama binario boro-cloruroB-Cl se observó que las aguas presentan elevada proporciónquímica B/Cl, lo que indicaría que las aguas circulan en nivelesprofundos a través de rocas sedimentarias marinas, posiblementede alta porosidad y permeabilidad con abundantes fracturas.

A partir de datos químicos se ha efectuado la valoración de latemperatura de equilibrio mediante la aplicación de lageotermometría química en fase líquida como fluido dominante, deesta manera se ha estimado la temperatura de los fluidos en losreservorios geotérmicos desde 130 °C a 200 °C, en algunasáreas superan este valor. Estas temperaturas corresponderían asistemas de mediana y alta entalpía, con posibilidad delaprovechamiento del recurso geotérmico para la generación deenergía eléctrica.

Los resultados del análisis isotópico de δ2H y δ18O muestran quelas aguas se originan, principalmente, de la mezcla de aguameteórica y magmática. Sin embargo, la proporción de mezcla deagua magmática es estimada entre el 10 a 25 %, siendo su principalconstituyente el agua meteórica infiltrada desde la superficie.

Los resultados de los estudios de exploración geológica ygeoquímica permitieron realizar la elaboración de los modelosconceptuales para las seis zonas geotérmicas de la región, dondese observa que estos sistemas están asociados a fuentesmagmáticas de donde emergen los fluidos geotérmicos. Las fuentestermales presentan dominio estructural de circulación profundaposiblemente entre los 2-3 km.

Finalmente, se indica la importancia del desarrollo de la geotermiaen la región Moquegua, por ser una de las regiones del país conmás abundantes recursos. Asimismo la energía geotérmica esconsiderada una de las energías más limpias en el mercado y sudesarrollo contribuye en el progreso local de diversas maneras.

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were interpreted by using different hydrochemical diagrams,classifying us sodium-chloride waters, typical of deep fluids whichnormally came from high temperature systems. Also is an indicativethat the hot springs are closely related to the presence of silicaterocks in the reservoir where the circulation occurs. The concentrationof solutes attributed to the reactions of water-rock interaction.

The thermal waters in his majority have boron (B) in their chemicalcomposition, and by boron-chlorine binary diagram shows a highratio B/Cl, which indicate waters circulating is happened in deeplevels through marine sedimentary rocks, possibly high porosityand permeability with abundant fractures, which indicate the depthcirculation of water through marine sedimentary rocks.

The assessment of the equilibrium temperature was carried out bychemical geothermometry in liquid phase as dominant fluid,estimating the temperature of the fluids inside geothermal reservoirsfrom 130 up to 200 ° C in some areas higher values were calculated.These temperatures would correspond to systems of medium andhigh enthalpy, with the possibility of the use of the geothermalresource for power generation.

The δ2H and δ18O isotopic analysis in geothermal areas show thewaters originate mainly from the mixing of meteoric and magmaticwater. However, the mixing proportion of magmatic water is estimatedbetween 10 to 25 %, which the main constituent is the meteoricwater infiltrated from the surface.

According with the geological and geochemical exploration ahydrogeochemical conceptual model has been processed for thesix geothermal areas. These models show geothermal systemsare associated to magmatic sources where geothermal fluidsemerge. There is structural trend which allow the deep circulationof the waters around 2 to 3 km. The chemistry of thermal waterswould be explained by the interaction between the thermal fluidwith sedimentary and volcanic rocks.

Finally, is indicated, the importance of developing the geothermalresource in Moquegua region, because this is one of the mostimportant geothermal regions in the country. Also the geothermalenergy is considered one of the cleanest energy in the market andsupport the local development in several ways.

This bulletin presents the results of the evaluation of the geothermalpotential in Moquegua region and the characterization of sixpromising geothermal areas, whose reservoir temperature isclassified medium and high enthalpy, located above 4000 m. a. s. l.,with geothermal manifestations such as: hot springs, gas emanationsand fumaroles. Also shows the geothermal potential estimated foreach geothermal area.

Geothermal potential in Moquegua is related to subduction of thebetween Nazca plate beneath the South American plate, which hasoriginated magmatic activity and heat flows along the western flankPeruvian Andes. The temperatures recorded for geothermalmanifestations in this region are between 30-90 °C, also whererecorded higher values. The temperature calculates by chemicalgeothermometers for the fluid in the geothermal reservoir exceeding200 ° C. The high temperature is due mainly to the existence ofheat sources (magma chambers) that may be in contact with deepaquifers, or through deep structures conduct heat to the surface,increased water temperature of surface aquifers. Most hot springsin this region have a juvenile origin (magmatic or volcanic).

25 volcanic centers has been identified, among which most importantfor their recent activity are Huaynaputina, Ticsani and Ubinas,where the last one is considered the most active volcano in Peru forits recent manifestation of its activity from 2006. Volcanic centers,geothermal manifestations have NE-SW regional structural control.The volcanic and structural activity have originated the high degreeof fracturing in the volcanic rocks and which is controlling recharge,flow and discharge of geothermal fluids from deep or shallow zones.

In Moquegua region, the temperature of the geothermalmanifestations are from 30 to 90 ° C, the electrical conductivityreaches values higher than 30.0 mS/cm, and pH values arebetween 6 to 9. Also, the individual maximum flow rate is close to 30L/min, while a hot springs group as Titire – Puente Bello area,could be more than 300 L/min. The majority of the hot springs emitsgases, such as H2S and CO2. The type water predominant issodium-chloride water.

The geochemical characterization of geothermal areas was carriedout through the study of the thermal waters. The chemical results

ABSTRACT


CAPÍTULO IGENERALIDADES

INTRODUCCIÓNLa minería es una actividad productiva que contribuye de manerasignificativa al crecimiento y desarrollo del país. Moquegua es laregión por esencia minera, la mayor parte de la produccióncorresponde al rubro de la gran y mediana minería, aunque haytambién una importante actividad minera no metálica en pequeñaescala. Entre las grandes empresas, destaca la Southern PeruCopper Corporation, que extrae cobre, molibdeno, oro y plata, yestá catalogada como una de las empresas de mayor producciónde cobre a nivel mundial, cuenta entre sus unidades con las deCuajone, Cocotea, La Fundición y Refinería de Ilo. Destaca tambiénAruntani S.A.C., dedicada a la extracción de oro y plata en susunidades de Florencia y Santa Rosa. Otra empresa importante enla región es Minera Pampa de Cobre S.A.

El centro minero más importante es Cuajone con una reservaaproximada de 370 millones de toneladas, se ha constatado ademásreservas de minerales no metálicos como sílice, mármol, onix; elaporte del sector al PBI regional es de 21.7 % y al valor agregadonacional de 5 %. La región Moquegua es la tercera región conmayores niveles de exportación minera en el Perú, lidera en laproducción y exportación del cobre y sus derivados, por lo quegenera una gran demanda de energía eléctrica, actualmente enesta región existe un déficit de este recurso.

La potencia de energía eléctrica instalada para el 2010 en la regiónMoquegua, según el Ministerio de Energía y Minas, fue de 425MW, de la cual se estima que solo el 2 % corresponde a energíahidráulica y el 98 % a energía de origen térmico (Perú. Ministeriode Energía y Minas. Dirección General de Electricidad, 2011), queoperan con petróleo residual y diesel 2, contaminando en granmedida la atmósfera con emisión de gases de efecto invernaderoy contribuyendo a los problemas del cambio climático global.

Una de las medidas para reducir la dependencia de combustiblesfósiles es la utilización de energías renovables. Moquegua es unaregión que tiene abundantes recursos renovables como la energíahidroeléctrica, solar, eólica y geotermia. Con excepción de lahidroelectricidad, el uso de estas energías renovables ayuda areducir el impacto negativo al ecosistema y proveen un valorbenéfico a la mitigación del cambio climático.

Sin embargo, dentro de las energías renovables, la energíageotérmica es la única que ofrece altos factores de utilización y, porende, la estabilidad del suministro a la red durante los 365 días delaño. Esto hace que la geotermia sea la fuente de suministro másconfiable.

En general, toda fuente de energía primaria deberá proporcionartodos o algunos de los siguientes cinco valores, y el grado decombinación de estos se traduce en el beneficio de la energía a lasociedad:

1) Valor como fuente de energía confiable: representandoestabilidad del suministro a la red día y noche y durante todo elaño (alto factor de utilización).

2) Valor como fuente autóctona de energía: representandoindependencia (la autosuficiencia) energética de un país.

3) Valor como fuente de estabilidad en la balanza comercial:representando independencia del movimiento en el preciointernacional del combustible o del tipo de cambio de monedaque resulte en una fuente de energía de precio estable.

4) Valor como fuente amigable al medio ambiente: representandomenor emisión de gases de efecto invernadero y el mínimoimpacto en el ecosistema.

5) Valor como fuente de desarrollo local (utilización múltiple):representando oportunidad de utilización del calor para laagricultura, acuicultura y diversas industrias locales.

Entre las principales fuentes de energía primaria, la geotermia esla única que brinda estos cinco valores.

La región Moquegua posee un gran potencial geotérmico, suficientepara sustituir la energía de origen térmico. Además, por su ubicaciónen el sur del país, en la vertiente occidental de la cordillera de losAndes centrales -parte del Cinturón de Fuego del Pacífico- seencuentra la zona de subducción más importante, como es el casode la subducción de la placa de Nazca debajo de la placaSudamericana, controlando a lo largo del tiempo la evolucióngeológica del territorio peruano desde el Mesozoico hasta laactualidad.

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En este contexto, los procesos tectónicos y magmáticos han permitidodesarrollar yacimientos geotérmicos en diferentes zonas de laregión Moquegua, las cuales se manifiestan en superficie con lapresencia de aguas termales, géiseres, fumarolas y volcanes. A suvez, en esta región se encuentran los volcanes más activos delPerú, como es el caso del volcán Ubinas de actividad reciente enel 2006.

Sin embargo, hasta la actualidad, Moquegua no ha hecho uso desu potencial geotérmico. Esta situación se ha debido a la existenciade varias barreras que impiden su desarrollo. Las barreras seencuentran en el mercado, en las políticas de estrategia nacional yen limitaciones tecnológicas. Un ejemplo sería el preciodistorsionado de la electricidad por el subsidio que aplica el gobiernoa la generación eléctrica a base de gas, otro sería la falta deorganización adecuada para adaptar a la geotermia el plantel derecurso humano del Perú capacitado para explorar y explotarrecurso minero. Superar estas barreras significa, para el Gobiernoperuano y el Gobierno Regional de Moquegua, tomar una iniciativadecidida para la promoción de la utilización de esta fuente deenergía.

JUSTIFICACIÓN DE LA EVALUACIÓN DELPOTENCIAL GEOTÉRMICOPor la significativa presencia de la actividad minera (cobre, plomo,zinc y plata) en la región Moquegua, es extremadamente importanteel suministro de electricidad; además, por razones de estabilidaddel sistema de interconexión, la inyección de energía debe serdesde las regiones del sur del país. Moquegua cuenta con la únicafuente propia de energía, la geotermia. El desarrollo de esta energíapodría resolver el problema de la contaminación de aguas,abasteciendo de agua no contaminada derivada de la condensacióndel vapor geotérmico utilizado en la generación de electricidad;sería de aplicación a la agricultura y otras industrias locales, asícomo los usos directos, lo que impulsaría el desarrollo local de laregión.

La energía geotérmica es limpia; constituye una solución promisoriapara la región y el país a medida que aumenta la preocupaciónpor el recalentamiento global, la contaminación ambiental y elaumento en los precios de la energía fósil. Asimismo, un mayoraprovechamiento de la energía geotérmica permitirá a las personasobtener un control más efectivo de sus propios recursos energéticoslocales y utilizar una fuente de energía doméstica estable y segura.

En este sentido, se plantea la evaluación del potencial geotérmico,mediante estudios geoquímicos y geológicos en la regiónMoquegua.

ANTECEDENTES HISTÓRICOS DELAPROVECHAMIENTO DE LOS RECURSOSGEOTERMALES EN EL MUNDOA comienzos del siglo XIX, los fluidos geotermales fueron explotadospor su contenido energético. En ese periodo se instaló en Italiauna industria química (en la zona actualmente conocida comoLarderello), con el fin de extraer el ácido bórico de las aguascalientes boratadas que emergían naturalmente, o de pozosperforados. El ácido bórico se obtenía mediante la evaporación delas aguas boratadas, depositadas en bateas de fierro, usandocomo combustible la madera de los bosques de los alrededores.En 1827, Francisco Larderel, fundador de esta industria, desarrollóun sistema para utilizar el calor de los fluidos en el proceso deevaporación, en vez de quemar la madera de los bosques enrápido agotamiento.

La explotación del vapor natural, por su energía mecánica, empezóen ese mismo tiempo. El vapor geotérmico se utilizó para elevarlíquidos en primitivos elevadores por presión de gas y, más tarde,en bombas recíprocas y centrífugas, y en poleas, todo lo cual fueutilizado en las perforaciones o en la industria local de ácido bórico.Entre 1850 y 1875, la planta de Larderello mantuvo en Europa elmonopolio de la producción de ácido bórico.

Entre 1910 y 1940, el vapor de baja presión fue utilizado paracalefaccionar invernaderos, edificios industriales y residenciales,en esta parte de Toscana. Otros países también empezaron adesarrollar sus recursos geotérmicos a escala industrial. En 1892entró en operaciones el primer sistema distrital de calefaccióngeotermal, en Boise, Idaho (USA). En 1928, Islandia, otro paíspionero en la utilización de la energía geotérmica, también inició laexplotación de sus fluidos geotermales (principalmente aguacaliente) para calefacción doméstica.

En 1904, se llevó a cabo el primer intento de generar electricidada partir de vapor geotérmico, nuevamente esto tuvo lugar enLarderello. El éxito de estas experiencias fue una clarademostración del valor industrial de la energía geotérmica y marcóel comienzo de una forma de explotación que se ha desarrolladosignificativamente desde entonces. La generación de electricidaden Larderello fue un suceso comercial.

En 1942, la capacidad geotermoeléctrica instalada alcanzaba los127.650 kWe. Varios países siguieron el ejemplo de Italia: en 1919,los primeros pozos geotermales de Japón fueron perforados enBeppu; en 1921 siguieron pozos perforados en la zona de TheGeyser, California, USA; y en el Tatio, Chile. En 1958, entra enoperación una pequeña planta geotermoeléctrica en NuevaZelandia, en 1959 otra en México, en 1960 en USA, seguidos porotros países en los años siguientes.

Caracterización y Evaluación del Potencial Geotérmico de la Región Moquegua 5

Después de la Segunda Guerra Mundial muchos países fueronatraídos por la energía geotérmica, considerándolaeconómicamente competitiva respecto de otras fuentes energéticas.Esta no requiere ser importada y, en algunos casos, es la únicafuente de energía local. Los países que utilizan la energía geotérmicapara generar electricidad aparecen en el cuadro 1, el cual incluyela capacidad eléctrica instalada en 1995 (6833 MWe), en 2000(7972 MWe), y el incremento entre los años 1995 y 2000 (Huttrer,2001). La misma tabla reporta la capacidad total instalada acomienzos de 2003 (8402.21 MWe). La capacidad instalada enpaíses en vía de desarrollo en los años 1995 y 2000 representaun 38 % y un 47 % del total mundial, respectivamente.

La utilización de la energía geotérmica en los países en vía dedesarrollo muestra una interesante tendencia a través de los años.En los 5 años comprendidos entre 1975 y 1979 la capacidadgeotérmica instalada en tales países aumentó de 75 a 462 MWe; afines del siguiente periodo de 5 años (1984) se habían alcanzadolos 1495 MWe, mostrando una taza de incremento durante estos 2periodos de 500 % y 223%, respectivamente (Dickson & Fanelli,2004). En los siguientes dieciséis años, de 1984 al 2000, hubo unincremento de casi 150 %. La geotermia ha jugado un rol bastantesignificativo en el balance energético de algunas áreas; porejemplo, en 2001 la energía eléctrica producida mediante recursosgeotérmicos representó el 27 % de la electricidad total generadaen Filipinas, el 12.4 % en Kenya, el 11.4 % en Costa Rica y el4.3,% en El Salvador.

Cuadro 1Capacidades de generación geotermal instaladas en el mundo desde 1995 a 2000 (Huttrer, 2001) y a

comienzos del 2003

País1995

(MWe)2000

(MWe)

Incremento en MWe

(1995-2000)

Incremento en %

(1995-2000)

2003(MWe)

Argentina 0.67 - - - - Australia 0.15 0.15 - - 0.15 Austria - - - - 1.25 China 28.78 29.17 0.39 1.35 28.18 Costa Rica 55.00 142.50 87.50 159.00 162.50 El Salvador 105.00 161.00 56.00 53.30 161.00 Etiopía - 7.00 7.00 - 7.00 Francia 4.20 4.20 - - 15.00 Alemania - - - - 0.23 Guatemala - 33.40 33.40 - 29.00 Islandia 50.00 170.00 120.00 240.00 200.00 Indonesia 309.75 589.50 279.75 90.30 807.00 Italia 631.70 785.00 153.30 24.30 790.50 Japón 413.70 546.90 133.20 32.20 560.90 Kenya 45.00 45.00 - - 121.00 México 753.00 755.00 2.00 0.30 953.00 Nueva Zelanda 286.00 437.00 151.00 52.80 421.30 Nicaragua 70.00 70.00 - - 77.50 Papua Nueva Guinea

- - - - 6.00

Filipinas 1 227.00 1 909.00 682.00 55.80 1 931.00 Portugal 5.00 16.00 11.00 220.00 16.00 Rusia 11.00 23.00 12.00 109.00 73.00 Tailandia 0.30 0.30 - - 0.30 Turquía 20.40 20.40 - - 20.40 USA 2 816.70 2 228.00 - - 2 020.00 Total 6 833.35 7 972.50 1 728.54 16.70 8 402.21

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En cuanto a los usos no eléctricos de la energía geotérmica, elcuadro 2 muestra la capacidad instalada (15 145 MWt) y la energíautilizada (190 699 TJ/año) en el mundo durante el año 2000. Esemismo año, 58 países informaron acerca de usos directos, encomparación con los 24 países que informaron en 1985, y los 28países en 1995. El número de países que utiliza en forma directa laenergía geotérmica se incrementa desde entonces, como tambiénla capacidad total instalada y la energía utilizada. El uso no eléctricomás común en el mundo (en términos de capacidad instalada)corresponde a bombas de calor (34.80 %), seguido de baños(26.20 %), calefacción (21.62 %), invernaderos (8.22 %),acuicultura (3.93 %) y procesos industriales (3.13 %) (Lund &Freeston, 2001).

Cuadro 2Usos no eléctricos de la energía geotérmica en el mundo

(2000): energía térmica instalada (MWt) y uso de laenergía (TJ/año). Tomado de Lund & Freeston (2001)

PaísEnergía térmica instalada (MWt)

Energía (TJ/ año)

Argelia 100.00 1 586 Argentina 25.70 449 Armenia 1.00 15 Australia 34.40 351 Austria 255.30 1 609 Bélgica 3.90 107 Bulgaria 107.20 1 637 Canadá 377.60 1 023 Islas Caribeñas 0.10 1 Chile 0.40 7 China 2 282.00 37 908 Colombia 13.30 266 Croacia 113.90 555 República Checa 12.50 128 Dinamarca 7.40 75 Egipto 1.00 15 Finlandia 80.50 484 Francia 326.00 4 895 Georgia 250.00 6 307 Alemania 397.00 1 568 Grecia 57.10 385 Guatemala 4.20 117 Honduras 0.70 17 Hungría 472.70 4 086 Islandia 1 469.00 20 170 India 80.00 2 517 Indonesia 2.30 43 Israel 63.30 1 713 Italia 325.80 3 774

PaísEnergía térmica instalada (MWt)

Energía (TJ/ año)

Japón 1 167.00 26 933 Jordania 153.30 1 540 Kenia 1.30 10 Corea 35.80 753 Lituania 21.00 599 Macedonia 81.20 510 Méx ico 164.20 3 919 Nepal 1.10 22 Holanda 10.80 57 Nueva Zelanda 307.90 7 081 Noruega 6.00 32 Perú 2.40 49 Filipinas 1.00 25 Polonia 68.50 275 Portugal 5.50 35 Rumania 152.40 2 871 Rusia 308.20 6 144 Serbia 80.00 2 375 República Eslovaca 132.30 2 118 Eslovenia 42.00 705 Suecia 377.00 4 128 Suiza 547.30 2 386 Tailandia 0.70 15 Túnez 23.10 201 Turquía 820.00 15 756 Reino Unido 2.90 21 USA 3 766.00 20 302 Venezuela 0.70 14 Yemen 1.00 15 Total 15 145.00 190 699

El sector geotérmico en América LatinaLa conformación geodinámica de la costa del Pacífico, en AméricaLatina y el Caribe, ofrece las condiciones necesarias para laformación de yacimientos geotérmicos. Desde México hastaArgentina, se tienen aproximadamente 50 770 MWe de potencialgeotérmico, donde actualmente, y por muchas razones, solo 1169MWe -menos del 2 % de este recurso- han sido desarrollados(Battocletti, 1999), ver cuadro 3.

Del cuadro anterior se tiene que Centroamérica posee el 38.7 %de recursos geotermales, mientras que el Caribe tiene 32.1 % yAmérica del Sur el 29.2 %. Asimismo, el Perú cuenta con el 5.89%, ocupa el séptimo lugar en la región y, a nivel de Sudamérica,posee más del 20 %, siendo el país de esta parte del continentecon mayores recursos geotérmicos.


Cuadro 3Potencial geotérmico en América Central, el Caribe y

América del Sur

PaísCapacidad geotermal

instalada (MWe)

Potencial geotérmico

(MWe)

Argentina 0.67 2 010 Boliv ia - 2 490 Chile - 2 350 Colombia - 2 210 Costa Rica 152.50 2 900 Dominica - 1 390 Ecuador - 1 700 El Salvador 160.00 2 210 Granada - 1 110 Guadalupe 4.50 3 500 Guatemala 29.00 3 320 Honduras - 990 Jamaica - 100 Martinica - 3 500 Méx ico 751.88 6 510 Montserrat - 940 Antillas Holandesas - 3 000 Nicaragua 70.00 3 340 Panamá - 450 Perú - 2 990 San Kitts & Nevis - 1 280 Santa Lucía - 680 San Vicente & Las Granadinas - 890 Venezuela - 910 Total 1 168.55 50 770

Si los países de la región que actualmente no están explotando susrecursos geotermales pudieran disponer de ellos, contarían conuna gran alternativa energética que contribuiría a su desarrollo.

Antecedentes geotérmicos en el PerúLa evaluación del potencial geotérmico en el Perú se inició en losaños 70 con el inventario de fuentes termales a nivel de todo elterritorio peruano (Ingemmet). Estos estudios fueron realizadospor el Servicio Geológico del Perú, Ingeomin -posteriormenteIngemmet-. Luego se emprendieron varios trabajos específicosrelacionados a la evaluación del potencial geotérmico del Perú,tanto por iniciativa privada, pública y a través de la CooperaciónTécnica Internacional.

En 1988, el Organismo Internacional de Energía Atómica (OIEA)auspició un estudio similar en la zona (Electrosur S.A.). En el añode 1999, en virtud al convenio de cooperación técnica IPEN-PET,

se efectuó el proyecto denominado PER 08/012 “Estudio delPotencial Geotérmico del Altiplano Sur”, realizado parcialmente anivel de prefactibilidad.

A finales del 2006, por iniciativa del Minem, y en base a la suscripcióndel “Memorándum de Entendimiento” entre el Minem y el JapanBank International Cooperation (JBIC), Ingemmet retoma losestudios de “Evaluación del Potencial Geotérmico del Perú”,realizando investigaciones de exploración geológica y geoquímicade las manifestaciones geotermales por regiones. La finalidad fuecontar con una base técnico-científica, que permitiera conocer elverdadero potencial geotérmico del país y, de esta manera,promover actividades de exploración y explotación de nuestrosrecursos geotérmicos en sus diversas escalas.

En el año 2008, el Ingemmet realiza la actualización del MapaGeotérmico del Perú (Vargas, 2008), ver figura 1, en el cual semuestran 6 regiones geotérmicas. La región Moquegua se localizaen la región 5, donde las manifestaciones geotermales estánasociadas a fluidos de origen volcánico y en algunos casos mixtos;es decir, la acción del agua meteórica que se infiltra al subsuelo yen profundidad se ve influenciada por alguna fuente de calor,asociada en su mayoría a la actividad magmática.

Las mayores reservas de energía geotérmica se localizan en eleje volcánico sur, o región V. Asimismo, desde la década de los 90,esta es la región más estudiada del país.

Eje volcánico sur:Está considerada como la región más importante de todas, tieneuna extensión aproximada de 104 498 km2, comprende parte delos departamentos de Ayacucho, Apurímac, Cusco y, principalmente,los departamentos de Arequipa, Moquegua y Tacna. Aquí se tieneninventariadas alrededor de 300 manifestaciones geotermales, entrefuentes termales, géiseres, fumarolas, entre otras (Vargas, 2008).

La estratigrafía de esta región está dominada por la presencia derocas volcánicas paleógenas y, sobre todo, neógenas (Gpo.Barroso), evidenciando también un vulcanismo reciente. Estasrocas sobreyacen a un substrato Cretáceo y al Jurásico (Gpo.Yura y Fm. Chocolate).

En la extensión del eje volcánico se tiene registrada la presenciade más de 300 centros volcánicos, dentro de los cuales destacanpor su actividad reciente, los volcanes Misti, Ubinas, Ticsani,Sabancaya, Huaynaputina, Tutupaca y Yucamane. Todos estosvolcanes tienen un control estructural regional NW-SE y NE-SW, yla presencia de aguas termales en esta región están asociadas aellos. Los fenómenos volcánicos y estructurales han originado quelas rocas volcánicas y el basamento estén fuertemente fracturados,factor que controla la recarga, circulación y descarga de los fluidosgeotérmicos, sea en zonas profundas o superficiales.

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Figura 1 Mapa Geotérmico del Perú (Vargas, 2008).


Las altas temperaturas registradas en las manifestaciones se deben,principalmente, a que existen fuentes de calor (cámaras magmáticas)que pueden estar en contacto con acuíferos profundos; o que, através de estructuras profundas, transmiten el calor hacia lasuperficie, aumentando la temperatura de las aguas de acuíferossuperficiales. Adicionalmente, se tiene que muchas de las fuentestermales en esta región tienen un origen juvenil (sea magmático ovolcánico).

La región V es la más estudiada, donde se ha realizado el mayornúmero de investigaciones geotérmicas, logrando distinguirpreliminarmente diversas áreas de interés. Ingemmet, Olade y elIIE (Barragán et al., 1996; Birkle et al., 1996; Torres et al., 1997)llevaron a cabo estudios de reconocimiento geotérmico y definieronlas siguientes zonas de interés (figura 2).

- Grupo A Prioritario de interés geotérmico: Tutupaca, Río Maure,Calacoa, Salinas, Chachani y Chivay.

- Grupo B Intermedio de interés geotérmico: Puquio,Parinacochas y Orcopampa.

- Grupo C Bajo de interés geotérmico (presentan baja entalpía):Cotahuasi, Coropuna, Caylloma y Mazo Cruz.

ObjetivoEl objetivo principal de este estudio es realizar la caracterización yevaluación del potencial geotérmico de las zonas geotermales dela región Moquegua, en base a los estudios geoquímicos ygeológicos, y definiendo el modelo conceptual hidrogeoquímico.

Los objetivos específicos son:

- Determinar la composición química e isotópica de las aguastermales, meteóricas y subterráneas no termales de la zonade estudio.

- Identificar los procesos que afectan la composición de las aguastermales de la zona de estudio.

- Estimar la temperatura y las condiciones de equilibrio de losacuíferos que componen el sistema geotermal.

- Integrar la interpretación de la composición de las aguas conel contexto geológico estructural.

Figura 2 Ubicación de lotes y áreas geotérmicas en la región V.


CAPÍTULO IIMETODOLOGÍA

Considerando los diferentes aspectos que se involucran en laemisión de fluidos geotermales en superficie, así como los aspectosrelacionados con su entorno, tales como las característicasparticulares de la litología, geomorfología y característicaslitoestructurales de las rocas del subsuelo que favorecen el transportey emisión de los fluidos en superficie, se hace necesaria la aplicaciónde diversas disciplinas que permitan caracterizar e interpretar elcomportamiento de los fluidos en las zonas geotermales.

En el presente estudio, para el cumplimiento de los objetivos, sehan utilizado las especialidades de la geología y la geoquímica defluidos emitidos en zonas geotermales y termales de baja entalpía.

RECOPILACIÓN Y PROCESAMIENTOEsta parte del trabajo se realizó en gabinete y se dividió en lassiguientes etapas:

- Recopilación de información de las características hidrológicas,geológicas, geoquímicas y cartográficas. También se recogióinformación procedente de investigaciones geotérmicasdesarrolladas en la región Moquegua.

- Se realizó la fotointerpretación de la zona de estudio yelaboraron mapas preliminares, además se planificó el trabajode campo.

- Luego de las salidas de campo, se procedió al procesamientoy el análisis de la información obtenida en campo, así como ala interpretación de los resultados de análisis de laboratorio,concluyendo con el informe final y los respectivos mapas.

EXPLORACIÓN DE LOS RECURSOSGEOTÉRMICOSEstudios geológicosUsando como base los mapas geológicos elaborados porIngemmet, lo más detallado posible (escalas 1:100 000 y 1:50000), se integró la información del área donde se localizan laszonas geotérmicas. También se usaron fotografías aéreas,imágenes satelitales Aster y Landsat.

En los trabajos de campo se procedió a la verificación de lasunidades geológicas que afloran su posición y edad relativa, e

igualmente se obtuvieron muestras representativas de roca paraidentificar las alteraciones de minerales. También se efectuaron elinventario y la descripción de las manifestaciones hidrotermales,como géiseres, manantiales, fumarolas, pozas ácidas, pozas delodo, suelos vaporizantes, alteración hidrotermal, etc.

Estudios geoquímicosLa aplicación de técnicas geoquímicas forma parte integral decualquier programa de exploración geotérmica. Durante las etapastempranas de la exploración, previas a la perforación, lasherramientas geoquímicas proveen de información respecto a lasvariables intensivas que caracterizan un sistema geotermal enprofundidad. Es información que no podría ser obtenida medianteherramientas geológicas o geofísicas.

El principal objetivo del reconocimiento geoquímico es predecirtemperaturas a nivel profundo, obtener información sobre el origende los fluidos geotermales y entender las direcciones de flujo. Lafilosofía básica, tras la prospección geoquímica para recursosgeotermales, es que la concentración de muchos componentes enlos fluidos geotermales refleja condiciones termales en profundidad.

Las concentraciones de ciertos componentes son, en cambio,gobernadas por el suministro del fluido geotermal (Arnórsson,2000). El equilibrio entre solución y mineral es generalmentetermodependiente, de tal forma que la concentración, o proporciones,de componentes en la fase acuosa cambian con la temperatura. Laconcentración de componentes químicos e isotópicos que se hanequilibrado con minerales en un sistema geotermal refleja, portanto, la temperatura del fluido geotermal (Arnórsson, 2000).

Los constituyentes químicos no reactivos, también llamados trazas,una vez incluidos en la fase fluida suelen permanecer en eseestado, por lo que pueden ser analizados para obtener informaciónsobre los orígenes de las aguas. Los constituyentes que reaccionanrespondiendo a cambios de condiciones ambientales forman ungrupo que puede ser muy útil para comprender la evolución yclasificar las aguas. La combinación de estudios químicos e isotópicoses una poderosa herramienta que permite indagar respecto alorigen de las aguas y los procesos que estas hayan sufrido(Giggenbach, 1991).

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Con la geoquímica también se obtiene información valiosa acercadel tipo de problemas que pudiesen surgir durante la etapa dereinyección y de la utilización de la planta (cambios en la composicióndel fluido, corrosión e incrustación de los ductos y en los equiposde la planta, impacto ambiental) y la forma de evitarlos o aminorarlos.

Esta metodología brinda información que permitirá planificar laexploración; y como sus costos son relativamente bajos encomparación con otros métodos exploratorios más sofisticados,tales como los métodos geofísicos, las técnicas geoquímicas deberíanser utilizadas en la mayor medida posible, antes de avanzar conotras metodologías más costosas.

Los estudios geoquímicos desarrollados en esta experienciaconsistieron en el muestreo, análisis químicos y/o isotópicos de lasmanifestaciones geotermales del área. Para ello se utilizaron lastécnicas de muestreo de aguas propuestas por Giggenbach &Goguel (1989), con el objetivo de obtener información de lacomposición química e isotópica (δ2H y δ18O) de las aguas, asícomo la estimación de temperaturas en profundidad utilizandogeotermómetros de sílice y de cationes.

MÉTODOS DE MUESTREO Y ANÁLISISTomando en consideración el tipo de análisis a realizar en ellaboratorio, es necesario precisar las diversas metodologías demuestreo de aguas que permitan conocer la completa gama deconstituyentes presentes en el agua muestreada.

A continuación, se detalla la metodología completa de muestreo deaguas realizada en el presente estudio, además se señala unacompleta metodología analítica para la determinación de lacomposición química en el agua.

Muestreo de aguas geotermalesLa técnica de muestreo para aguas geotermales utilizada fue lamisma para todas las zonas geotermales de la región Moquegua,independiente tanto del tipo como de la morfología de la zona deemisión. Las variaciones en el muestreo solo dependieron de loque se deseó analizar, por lo cual, por cada fuente termalmuestreada se debieron obtener 3 muestras, correspondiendo a:

1. Muestreo en una botella de polietileno de alta densidad condoble tapa (tapa y contratapa) para mayor seguridad. Elvolumen colectado fue de 1 litro (figura 3) para el análisis deaniones (HCO3

-, SO42-, Cl-, F-, SiO2).

2. Muestreo en una botella de polietileno de alta densidad condoble tapa (tapa y contratapa) para mayor seguridad. Elvolumen colectado fue de 0.5 litros (figura 3) para el análisisde cationes disueltos (Na+, K+, Ca2+, Mg2+, Li+, As, B).

La botella debe ser acidificada con 0.2 % de HNO3 o HCl dealta pureza, la muestra debe ser previamente filtrada a travésde una membrana de 0.45µm de poro. La acidificación tienepor objetivo preservar los cationes contenidos en aguas dealta temperatura, las cuales se vuelven supersaturadas con elenfriamiento, prevenir la precipitación de metales traza tantode aguas de baja como de alta temperatura y evitar la disoluciónde sólidos suspendidos, nunca acidificar un agua no filtrada(Marini, 2000).

3. Muestreo en botella de plástico de alta densidad con dobletapa (tapa y contratapa) para mayor seguridad. El volumencolectado fue de 150 ml (figura 3) para el análisis de isótoposambientales de δ2H y δ18O.

Durante el muestreo es importante considerar que las muestrascolectadas en botellas de plástico deben ser llenadas hasta elmáximo de su capacidad; es decir, totalmente ausentes de aire,para evitar la contaminación con aire y el fraccionamiento isotópico.Para el análisis de metales disueltos no es necesario esteprocedimiento, el agua es recolectada solo hasta la zona deestrechamiento de la botella de plástico, debido a que al estar estamuestra acidificada no se ve afectada por el aire ingresado.

ANÁLISIS EN CAMPO

TemperaturaEn el agua, la temperatura actúa variando la masa específica y suviscosidad, y esto hace que influya en la velocidad de circulacióndel agua. Asimismo, la temperatura en una fuente termal puedeestar influenciada por la consolidación de lavas y de vapor deagua de origen volcánico, acompañados generalmente de gases,como el anhídrido carbónico, sulfhídrico, fluorhídrico, etc.

La medición de temperatura en campo se realizó con un termómetrodigital portátil con sonda de marca VWR con precisión de +/- 0.1 ºC.

pHEl pH es una medida que indica la concentración de iones hidrógeno(H+) en el agua. La escala de pH está basada en la ionización delagua a temperatura de equilibrio dependiente. Este esparticularmente importante para considerar si un fluido es ácido oalcalino a temperaturas del reservorio o fuente. A temperaturasnormales de ambiente, el pH 7 es considerado como pH neutral.Pero se debe tomar en cuenta que el pH neutral varía con latemperatura. En la superficie, el pH neutral puede estar cerca a pH7, pero en reservorios con temperaturas altas el pH podría seralrededor de 5.5, lo cual significa que fluidos con temperaturasaltas y pH > ~5.5 sería alcalino. La razón de este cambio en el pHpuede ser explicado por la disociación del equilibrio del aguasobre la cual la escala de pH está basada (Nicholson, 1993).


Figura 3 Muestreo para análisis de metales disueltos, aniones e isótopos.

H2O(l) = H+(aq) + OH-

(aq)

Kw = aH . aOH

La medición del pH fue realizada utilizando el medidormultiparámetro para aguas marca WTW, modelo 340I, precisiónde +/- 0,1 (figura 4). También se ha hecho el control del instrumentomediante el uso de cintas reactivas capaces de determinar intervalosde pH lo más estrechos posibles.

Conductividad eléctricaLa conductividad eléctrica de una muestra de agua es la expresiónnumérica de su capacidad para transportar una corriente eléctrica.Esta capacidad depende de la presencia de iones en el agua, desu concentración total, de su movilidad, de su carga o valencia yde las concentraciones relativas, así como de la temperatura a lacual se realiza la medición.

La conductividad eléctrica se midió utilizando el medidormultiparámetro para aguas marca WTW, modelo 340I, conresolución de 1 µS/cm1 (figura 4).

Muestreo de rocasSe colectaron muestras de rocas hidrotermalmente alteradas enlas zonas geotermales para su análisis radiográfico por difracciónde rayos x, para lo cual se siguieron los pasos siguientes:

- Extracción de muestras alteradas, la cantidad fue de una mano.- Se utilizó martillo de geólogo durante la extracción.- Ubicación de coordenadas en UTM, posición del lugar de las

muestras y toma de datos geológicos.- Conservación adecuada en bolsas de muestreo y codificación

de la muestra.

ANÁLISIS EN LABORATORIOLa determinación de la composición química de las aguasgeotermales ubicadas en la región Moquegua se realizó a travésde la contratación de los servicios de análisis químicos de unlaboratorio externo, debidamente acreditado y certificado.Igualmente, una parte de las muestras fue analizada en Japóngracias a la participación de la Agencia de CooperaciónInternacional del Japón y la consultora West Japan Engineering.Las metodologías usadas fueron:

- Metales disueltos: espectrometría de emisión óptica y absorciónatómica (elementos mayores Li, Na, K, Mg, Ca y elementosmenores, así como B y As).

- Aniones: cromatografía iónica (F, Cl, SO4).- Alcalinidad (HCO3): volumetría (titulación).

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Figura 4 Multiparamétro para medición de temperatura, pH y conductividad.

El análisis isotópico de δ2H y δ18O fue realizado por el Laboratoriode Isótopos Ambientales de la Comisión Chilena de Energía Nuclearmediante el método instrumental de espectrometría de masa, asícomo con la colaboración de la Shouthern Methodis University deUSA y la West Japan Engineering Consultants.

El análisis mineralógico de las muestras de rocas se determinómediante difracción de rayos X.

CLASIFICACIÓN DE CONSTITUYENTESQUÍMICOS EN FLUIDOS GEOTERMALESLos fluidos geotermales tienen diversas composiciones químicasque generalmente reflejarán el marco geológico-geotérmico.Normalmente estas diferencias dependen de la contribución devolátiles desde fuentes magmáticas y de la recarga del sistema.Diversos trabajos se han realizado utilizando esta característicapara identificar tendencias y entender los procesos que controlanla composición del fluido, y de esa forma comprender el sistemageotérmico particular (e.g. Giggenbach, 1988; Goff & Janik, 2000;Gupta & Roy, 2007).

Giggenbach (1991) propone una división de los constituyentesquímicos de los fluidos hidrotermales en base a la información quees posible obtener de estos:

Elementos conservativos o trazadores:Es referido a los elementos que, una vez incluidos en los fluidos,no interactúan ni reaccionan con otras fases por ser químicamenteinertes bajo ciertos rangos de condiciones termodinámicas. Lasproporciones químicas de estos elementos al sufrir dilución oebullición tienden a mantenerse constantes, por lo que se presentancomo una signatura que puede ser seguida hasta el origen de lasmismas. Algunos de estos elementos corresponden a los gasesnobles (He, Ar, Ne, etc.), seguidos por constituyentes como Cl, Li,B, Rb, Cs y N2.

Elementos no conservativos o geoindicadoresCorresponden a elementos químicamente reactivos que respondena cambios del ambiente en que se encuentran. Las reaccionesque controlan la presencia de estos elementos presentandependencia respecto a ciertos parámetros como la composición,temperatura y presión; por lo que, utilizados de la maneraadecuada, pueden proveer información de gran calidad respectoa las características de los fluidos geotérmicos en profundidad y losprocesos que los han afectado.

Interacción agua- rocaDiversos estudios de pozos geotérmicos en todo el mundo muestranque la concentración de algunos componentes químicos e isotópicos


en las descargas de fluidos es controlada por el equilibrio conminerales de la roca que componen el acuífero (Arnórsson, 2000).De allí la gran importancia que se le da a los procesos de interacciónagua-roca cuando caracterizamos fluidos geotermales. En unambiente supérgeno, los minerales se comportan de diversasmaneras de acuerdo a su origen, donde algunos mineralessecundarios presentan solubilidad bajo ciertas condicionesambientales (yeso, halita, calcita, etc.). Los minerales formados enun ambiente endógeno, por otra parte, suelen presentar unasolubilidad diferenciada de sus diversos elementos (Dall´Aglio,1991).

En las regiones de circulación profunda, los fluidos adquieren lamayor parte de su calor y sales, y es donde ocurre la mayor partede los intercambios isotópicos entre agua y roca (Truesdell, 1991).Sin embargo, existen discrepancias respecto a si los componentesquímicos proceden directamente de las fuentes ígneas (Giggenbach,1981; Hedenquist, 1986) o si, por el contrario, solo el calor procedede estas fuentes, mientras la mayor parte de los componentes sonlixiviados de la roca caja (Ellis & Mahon, 1967). Giggenbach (1988)propuso que un sistema con cercana asociación magmática puedeser descrito en términos de dos procesos extremos, que si bienson hipotéticos se encuentran claramente definidos en base a sunivel de interacción agua-roca. Estos procesos son dilución inicialy equilibrio final:

La dilución inicial se da cuando las rocas corticales son afectadaspor aguas ácidas que generan una alteración de tipo “fluido-dominado”. El fluido resultante de este proceso contiene gran partede los constituyentes más solubles en proporción cercana a laroca original. La roca resultante de este proceso se encuentrafuertemente empobrecida en los componentes más fáciles de lixiviar.

El equilibrio final de la fase fluida con “la roca” corresponde a unestado termodinámicamente estable, generado por la recristalizaciónde la roca original. La composición química de esta fase de rocaestable (secundaria) se acerca, o es la misma (isoquímica) a laroca original. Este proceso se completa solo en sistemas estancadosde edad infinita. Sin embargo, la composición de los fluidos enestos sistemas de alteración “roca-dominado” es para un ampliorango de rocas aluminosilicatadas, determinado únicamente por latemperatura y salinidad (contenido de cloruros).

Clasificación de los fluidos geotermalesUna buena síntesis fue propuesta por Arnórsson et al. (2007),quienes han caracterizado los fluidos geotermales en dos categoríasprincipales, basándose en los procesos de diferenciacióngeoquímica que tienen lugar durante la evolución del fluido. Estascategorías son: a) fluidos primarios y b) fluidos secundarios. Así, sedefinen los fluidos primarios como aquellos que se encuentran en

la base de la celda convectiva (nivel de profundidad-base) y puedenser producto de la mezcla de volátiles magmáticos con diversoscomponentes fluidos, como aguas meteóricas, marinas y connatas.

Fluidos primariosLa composición química de los fluidos geotérmicos primarios estádeterminada por la composición de la fuente de fluidos y aquellasreacciones que involucren tanto la disolución de minerales primarios,como la precipitación de minerales secundarios junto con losprocesos de adsorción y desorción (Arnórsson et al., 2007).

Generalmente, la fuente de fluidos es agua meteórica o marina,siendo posible además identificar componentes de fluidosmagmáticos, metamórficos y connatos. Estos fluidos sonprincipalmente de tipo clorurado, sulfato-ácido y salmueras híper-salinas (Arnórsson et al., 2007).

Aguas cloruradas (Na-Cl)

Corresponde al tipo de agua más común en sistemas geotermalesy presenta concentraciones elevadas de Cl que pueden alcanzarlos miles de ppm. El origen de este componente puede ser asociadoa fluidos magmáticos profundos o a la lixiviación de la roca. Otraalternativa para los fluidos salinos es la reacción entre HClmagmático y los minerales formadores de roca. El únicocomponente mayoritario conservativo en estas aguas es el Cl,mientras que los cationes están controlados principalmente por laprecipitación de sulfatos (Nicholson, 1993).

Aguas sulfato-ácidas

Este tipo de fluidos es frecuente en sistemas geotermales volcánicos,generalmente asociados a volcanes andesíticos (Truesdell, 1991).La acidez es causada por HCl y/o HSO4, generando que el pH deestos fluidos en las partes altas (distancias cercanas a cráteresvolcánicos), cabecera de las zonas donde emergen las aguasgeotermales, usualmente sea muy bajo (pH~2 a 25°C). Sinembargo, a altas temperaturas estas aguas son casi neutras, yaque la acidez está dada por el HSO4

- que se disocia bajo esascondiciones. Así, la mayor diferencia entre aguas cloruradas ysulfato-ácidas reside en que el buffer de pH para las aguascloruradas es CO2/HCO3

-, mientras que para las aguas de tiposulfato-ácidas es HSO4

-/SO4-2 (Arnórsson et al., 2007).

Salmueras

Estas aguas se forman por la concentración de sales en la faselíquida, hasta dar origen a salmueras geotermales. Estaconcentración puede tener su origen en: a) dilución de evaporitasy posterior reacción con minerales formadores de roca y HClmagmático, b) separación de una fase gaseosa a través de

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enfriamiento o flasheo de un flujo salino, c) pueden correspondera aguas connatas originadas en cuencas sedimentarias.

Fluidos secundariosLa composición química de los fluidos geotérmicos secundariosestá determinada por procesos de separación y mezcla que sufrenlos fluidos primarios a medida que ascienden hacia la superficie(Fournier, 1977). Estos procesos incluyen flasheo, separación defases en un fluido salino, condensación de vapor y mezcla conaguas superficiales, entre otros. Los fluidos secundarios sonprincipalmente de tipo sulfato-ácidos vapor calentados,carbonatados y periféricos (Arnórsson et al., 2007).

Aguas sulfato-ácidas o vapor-calentadas

El origen de este tipo de aguas ocurre cuando, en un campogeotérmico de alta temperatura, se condensan vapores ricos enH2S debido a pérdida de calor o mezcla con aguas superficiales,permitiendo la precipitación de sulfatos. Estas aguas se caracterizanpor presentar bajas concentraciones de Cl y alto sulfato(concentraciones relativas) y suelen presentar un pH muy bajo(<1), lo que se traduce en una alta concentración de metalesdebido a la lixiviación de minerales formadores de roca. Suelengenerar alteración argílica y argílica avanzada si presenta laasociación caolinita, cuarzo, hematita, limonita y sericita.

Aguas carbonatadas

Este tipo de aguas es común, tanto en los sistemas geotermales enáreas con actividad volcánica y en zonas sísmicamente activas sinvolcanismo (Arnórsson et al., 2007). Cuando el CO2 es el principalgas contenido en el vapor, como ocurre generalmente con losgases de naturaleza geotérmica, las aguas vapor-calentadasasociadas serán del tipo carbonatadas. Si además se tienenconcentraciones importantes de gases de H2S, las composicionesresultantes pueden ser sulfatadas-carbonatadas aunque en estecaso el pH es relativamente ácido. Por último, las aguascarbonatadas pueden ser el resultado de una mezcla de fluidosprimarios a alta temperatura con aguas subterráneas frías ricas enHCO3

- (Arnórsson et al., 2007).

Aguas mezcladas

La mezcla de fluidos termales con aguas superficiales en las zonasmás someras del sistema es uno de los procesos que máscomúnmente afecta a los fluidos geotermales durante el ascenso(Fournier, 1977). Estas aguas pueden exhibir razones de mezclavariables y pueden ser reconocidas por una correlación inversade la temperatura y el caudal de las manifestaciones, así comotambién por una correlación positiva entre componentesconservativos e isotópicos. Debido a que la mezcla de aguas

altera el equilibrio agua-mineral, se producen cambios en lasconcentraciones iniciales de componentes reactivos (Arnórsson etal., 2007).

En caso de que las aguas superficiales sean razonablemente puras,como normalmente es el caso, este proceso puede ser simplificadocomo dilución simple del fluido del reservorio geotermal, para algunoscomponentes (Reed & Spycher, 1984; Pang & Reed, 1998). Dentrode las modificaciones producidas, estas típicamente incluyen unaumento en las concentraciones de Ca y Mg y una disminución enla razón de Na/K. De esta forma, la mezcla con aguas meteóricastiene un efecto considerable en los geotermómetros y diagramasde equilibrio multimineral y, por tanto, debe considerarse en elanálisis e interpretación de los resultados.

ANÁLISIS DE LA CALIDAD DE LOSRESULTADOS DE ANÁLISIS QUÍMICOSUna metodología ampliamente difundida para comprobar la calidadde los análisis químicos de las aguas es la del balance iónico. Esteanálisis se basa en el equilibrio porcentual de cargas en lasmuestras. Cuando las sales se disuelven en agua para formariones, los aniones son atraídos al polo positivo del agua mientrasque los cationes son atraídos al polo negativo (Arnórsson, 2000).

El balance iónico se expresa mediante la ecuación 01:

(Ecuación 01)Como el agua es un medio neutro sin carga eléctrica, los cationesdeben compensar a los aniones en la solución. Los criterios deaceptación de datos geoquímicos de aguas se encuentranresumidos en el cuadro 4.

Cuadro 4Criterio de aceptación del balance iónico (Murray &

Wade, 1996; Greenberg, A.E.; Clesceri, L.S. & Eaton, A.D.,eds., 1992)

Suma de aniones (meq/L) Diferencia aceptable0-3 ±0.2 %

03-oct ±2 %10-800 ±2-5 %

La concentración de iones en esta expresión se mide en meq/L(miliequivalentes por litro). Para aguas eléctricamente neutras elbalance iónico debe arrojar valores cercanos a cero, sin embargo,es común que los valores sean distintos de cero debido a erroresen la medición de datos o en el muestreo de las aguas.


CAPÍTULO IIICARACTERIZACIÓN DE LAS ZONAS GEOTERMALES

Como se ha mencionado anteriormente, la región Moquegua cuentacon zonas geotermales de mediana y alta entalpía, consideradascomo las más importantes de la región y del país, seguida deTacna. Razón por la cual, en el año 2009, el Ingemmet inició laevaluación de los recursos geotérmicos en la región, a través delinventario de las manifestaciones geotermales e identificación delas áreas promisorias, que puedan destinarse a la explotación dela energía geotérmica para la generación de electricidad.

Posteriormente, entre el 2010 y 2011, Ingemmet realizó lacaracterización geológica y geoquímica de las zonas geotermalesidentificadas en la región Moquegua, localizando un total de seiszonas geotermales (figura 5).

MARCO GEOLÓGICO REGIONAL DE LASZONAS GEOTERMALES DE MOQUEGUALas unidades geológicas del área donde se localizan las seis (06)zonas geotermales promisorias de la región Moquegua son rocasmetamórficas del Complejo Basal de la Costa; sedimentarias de laformación Socosani, grupo Yura, formación Murco, formaciónMoquegua; rocas intrusivas del grupo Toquepala; así como rocasvolcánicas del Paleógeno y Neógeno, las cuales se describen acontinuación.

Complejo Basal de la Costa del Precámbrico, compuesto porgneis que afloran al norte de Omate, con dataciones de 445.9±9Ma y 557±11.5 Ma (Sánchez, 1983).

Formación Socosani del Toarciano-Batoniano (Benavides,1962), consiste en calizas y areniscas calcáreas con presencia defósiles, con espesores variables que pueden llegar a medir 500metros (Jenks, 1948).

Grupo YuraEl grupo Yura está compuesto por rocas sedimentarias que afloranal sur y sur-oeste del volcán Huaynaputina, a lo largo del ríoTambo, en el entorno de la zona geotermal de Ullucán; otra zonadonde hay gran afloramiento de este grupo es a unos kilómetros alnoreste del volcán Ubinas, por el poblado de Taza, próximo a lazona geotermal Ichuña-Jesús María. Las formaciones que

componen el grupo Yura son: Puente, Cachios, Labra, Gramadaly Hualhuani.

La formación Puente que marca el inicio del grupo Yura es asignadaal Caloviano inferior (León, 1981; Vicente et al., 1982; Jacay,2005 y 2006; Acosta et al., 2011), está formada por un estimado de600 metros (Alván, 2010) de areniscas verdosas intercaladas conlutitas negras.

La formación Cachios de edad Caloviana (Benavides, 1962)consiste en lutitas negras, a veces pizarrosas, con algunas barrasdelgadas de arenisca que se encuentran en paquetes deslizadosen forma de olistolitos (Vicente et al., 1979; Carlotto et al., 2009) ycon presencia de bivalvos fósiles; puede tener hasta 500 metrosde espesor.

La formación Labra sobreyace a la formación Cachios en contactogradacional; consiste en barras medias y gruesas de arenisca conalgunas capas de lutitas negras, y puede tener hasta 500 metrosde espesor.

La formación Gramadal del Titoniano (Chávez, 1982) consiste encapas de caliza y lutitas grises y puede tener 80 a más de 200metros de espesor. La formación Hualhuani que sobreyace demanera concordante a la formación Gramadal está conformadapor arenisca cuarzosa muy consistente que contiene restos devegetales fósiles y puede tener 120 metros de espesor.

La formación Hualhuani asignada al Berriasiano, por su posiciónestratigráfica, es una secuencia de 60 metros de espesor (Acostaet al., 2011) compuesta por cuarcitas y areniscas cuarzosas conlaminación oblicua y presencia de restos de plantas fósiles.

La formación Murco del Berremiano-Albiano inferior (Romero etal., 2003) aflora al noreste del volcán Ubinas, consiste en unasecuencia de limoarcillitas, limolitas, areniscas, yesos ymicroconglomerados en un espesor aproximado de 150 metros.

La formación Moquegua se ubica al sur del volcán Huaynaputina,consiste en una secuencia de sedimentos finos, conglomerados yvolcano-sedimentarios de unos 600 metros aproximadamente enel medio de la cuenca, con datación de entre 4 y 50 Ma (Decou etal., 2011).

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Intrusivos ToquepalaLos intrusivos Toquepala (55-75 Ma) afloran de manera aislada,lo que se observa en el extremo sur-oeste del mapa geológico(ver anexo). Por otro lado, al noroeste de Calacoa y aguas arribadel río Tambo desde Matalaque, se muestran ocasionalesafloramientos posiblemente del Hualillas (10-24 Ma). Al norte deOmate, se notan dos cuerpos intrusivos del Barroso inferior, unode ellos datado en 8.4±0.3 Ma por Martínez et al. (2003). La zonageotermal de Ullucán se ubica en el cuerpo a 6 kilómetros al nortede Coalaque.

Volcánicos del Paleógeno-NeógenoLas rocas volcánicas del Paleógeno-Neógeno están conformadaspor las siguientes unidades: Toquepala, Tacaza, Huaylillas yBarroso.

El grupo Toquepala está compuesto por lavas, volcano-sedimentarios, ignimbritas y subvolcánicos emplazados durante elCretásico superior y el Paleoceno.

El grupo Tacaza (24-30 Ma) en esta región está representado porignimbritas y depósitos volcano-sedimentarios que se ven en elborde oeste de la cordillera Occidental. Se caracterizan porpresentar concentraciones medias y altas de K2O; el Al2O3 varíaentre 15-22wt. % y el MgO es <10 wt. %. El Sr varía entre 500-1700 ppm, el Ni y Cr son menores a 400 ppm. En las rocasvolcánicas se observan anomalías positivas en Sr, anomalíasnegativas en Th, Nb, Ta, Zr y también empobrecimiento en HREE.Según el diagrama de Sr/Y versus Y, pertenecen al campo de lasadakitas, pero también existen rocas volcánicas calcoacalinas(Cereceda et al., 2012).

La formación Huaylillas (10-24 Ma) se ubica también en el bordeoeste de la cordillera Occidental cubriendo una gran extensión dela parte sur-oeste de la zona de estudio; consiste en ignimbritas,lavas y cuerpos subvolcánicos del campo adakítico y calcoalcalino(Cereceda et al., 2012).

Están presentes también depósitos del grupo Barroso (3-10 Ma),ampliamente distribuidos en gran parte de las zonas geotermalesde estudio, principalmente en la zona de cordillera. Se encuentrancomo estructuras volcánicas erosionadas que sobresalen en laaltiplanicie, y consisten en flujos de lava de andesita y traquiandesita,cuerpos subvolcánicos de dacitas y riolitas, ignimbritas y tefras dedacita y riolita. La composición de estas rocas son calcoalcalinos.

Finalmente, están presentes también los depósitos volcánicosactuales, estos son limitados en su extensión y consisten enestratovolcanes que se encuentran en actividad, entre ellos losvolcanes Ticsani, Huaynaputina y Ubinas, y están compuestos

por flujos de lava, flujos piroclásticos, tefras y domos subvolcánicos(ver anexo mapa geológico).

ZONA GEOTERMAL DE TITIRE-PUENTE BELLOUbicación: La zona geotermal de Titire está localizada en elaltiplano de los Andes, provincia de Moquegua, al sur del Perú, auna altitud de 4400 m s. n. m. en el valle formado por el curso delrío Asuntuya, dicho valle se encuentra circundado por una cadenade montañas volcánicas. La manifestación geotermal en la zona sepresenta en tres áreas diferentes: Puente Bello (también llamadoCcollo/Titire o solo Titire), Pampa Vilaje y quebrada Umajaeso.

Puente Bello se encuentra a lo largo de un trayecto corto del ríoAsuntuya que fluye en dirección SO (figura 6), el valle se presentaun poco ancho en la zona de surgencia de las fuentes termales yvolviéndose más estrecho aguas abajo. Esta zona es consideradacomo zona arqueológica, parte del patrimonio cultural del país. Lasmanifestaciones termales de Puente Bello constan de unospequeños manantiales calientes sobre el río, en el lado SO haynumerosas descargas, siendo las más grandes a lo largo delcurso del río, así como al lado derecho e izquierdo del puentenatural.

La zona geotermal de Pampa Vilaje presenta un área alargada dealrededor de 0.5 km2, y paralela al valle de tendencia SE en lamargen derecha de la quebrada del mismo nombre, afluente delrío Asuntuya y del río Titire; esta zona se encuentra a menos de 4km de Puente Bello, y se caracteriza por la presencia de numerosasfuentes termales y una capa delgada blanquecina de carbonatoporoso sinterizado, formando pequeños montículos de cerca de20 m de largo con un canto agudo y lineal de tendencia SE confiltraciones de agua caliente (figura 7).

Las temperaturas mínimas ambientales en la zona llegan a valoresinferiores a los 0 ºC mientras que las máximas registradas nosuperan los 13 ºC (Senamhi, 2009, fuente: www.senamhi.gob.pe).Titire no presenta abundante vegetación, tiene únicamente zonasde pastizales y algunos bofedales, predominan los terrenospedregosos.

Rasgos geológicos: Titire se encuentra circundado por unacadena de montañas, constituidas por rocas volcánico-sedimentarias de la formación Maure. En los alrededores de lazona de Puente Bello se pueden observar afloramientos de estaformación, donde su facie sedimentaria se caracteriza por lapresencia de limoarcillitas, areniscas (de grano grueso a fino, figura8), conglomerados (con clastos volcánicos que van deredondeados a subangulosos), calizas lacustrinas de color marrón.La zona de Pampa Vilaje se desarrolla en depósitos de bofedal yaluviales, compuestos principalmente por una matriz arenolimosa,con clastos que van desde los subangulosos a subredondeados.

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Figura 7 Manifestaciones termales en Puente Bello-Titire. A la izquierda, se observan las fuentes en la zona dePuente Bello y, a la derecha, en la zona de Pampa Vilaje.

Figura 8 Afloramiento de areniscas del Gpo. Maure, en la zona del Cº Puentecollo.

Asimismo, en el sector oeste se tiene la presencia de afloramientosde la facie volcánica del grupo Maure, en los cerros de Llocollo,Jancocollotapata, Huilacollo, compuesta de niveles andesíticosporfiríticos y afaníticos, con intercalaciones de niveles tobáceos delapilli con cuarzo, biotita y pómez. Al norte de la zona geotermal deTitire se tiene el afloramiento de areniscas cuarzosas de la formaciónHualhuani en la zona de Jayujayune (Rodríguez et al., 2000;Galdós & Ticona, 2000).

La zona de Titire se encuentra afectada por control estructural derumbo andino (figura 9), el cual se pone de manifiesto a través defallas y estructuras (sinclinales y anticlinales que afectan a las rocas

sedimentarias). Este control de rumbo andino es el principalresponsable de la surgencia de las fuentes en la zona de PampaVilaje, donde las fuentes se alinean en esta dirección. Asimismo, enPuente Bello las fuentes surgen a lo largo del río, el cual estácontrolado por una estructura de rumbo NE-SO.

Finalmente, es importante mencionar que la actividad hidrotermalque existe en la zona ha ocasionado la formación de travertinos,los cuales se encuentran fuertemente fracturados (figura 10), yproducto de este fracturamiento es que en algunos sectores sehan producido derrumbes, formando pequeñas cavernas por lascuales discurre el río Titire.

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Figura 9 Imagen satelital donde se muestran las principales fallas y lineamientos estructurales en Titire-Puente Bello.

Figura 10 Vista del afloramiento de sinter plegado y totalmente fracturado.

Manifestaciones geotermales: Las manifestaciones geotermalesen Titire surgen en tres áreas diferentes: Puente Bello (tambiénllamado Ccollo/Titire o solo Titire), Pampa Vilaje y quebradaUmajaeso (figura 11).

En el primer sector, las fuentes únicamente se encuentranrestringidas a la zona comprendida entre los cerros Puente yPuentecillo, en este sector se han inventariado 14 manifestacionespero existen alrededor de 30. Las manifestaciones surgenprincipalmente en depósitos holocénicos (fluviales-aluviales).Asimismo, se observa que algunas fuentes presentan bastantepresión de surgencia, por lo que se convierten en un atractivoturístico interesante (en algunas de estas, el agua sobrepasa los 2metros de altura (figura 12). Las temperaturas de descarga varíande 31 °C a 83 °C.

En el segundo sector, se han inventariado 16 manifestacionesgeotermales, las cuales se encuentran alineadas por una estructurade dirección NO-SE. Dichas fuentes surgen en depósitos aluvialesy en algunas fracturas de lavas andesíticas del grupo Maure (figura13). Las temperaturas de descarga varían de 50 °C a 67 °C.

En la tercera área, la quebrada Umajaeso comprende un puntode descarga a 55 °C. El agua sube a una piscina natural ubicadaen un prado en pendiente y con flujo de alrededor de 25 L/m. Estemanantial térmico no tiene depósitos minerales asociados ni seobserva alteración hidrotermal.

La mayoría de las fuentes presentan bastante burbujeo, lo quesugiere la presencia de gases disueltos, asociados posiblemente ala existencia de carbonatos, de ahí la abundante precipitación de


sinter silicio y calcareo originando diversas formas de surgencia;en algunos sectores se pueden observar surgencias a manera detorres, formadas por la acumulación de sinter, (figura 14); asimismo,en la parte sureste de Puente Bello se pueden encontrar variosvestigios de este tipo de surgencias. Los rangos de temperaturavarían entre los 23 ºC y 79 ºC, el pH varía entre 6 y 7, lo que nossugiere que las aguas van de neutras a ligeramente ácidas. Laconductividad eléctrica varía entre 15 y 22 mS/cm, lo que indicaque son aguas altamente mineralizadas.

Es importante mencionar que en la zona de Pampa Vilaje seregistraron algunos valores de CE superiores a los 50 mS/cm,debido a la baja masa de agua, por la intensa evaporación queocurre en la zona, ocasionando la precipitación de abundantessales.

Características hidroquímicas: El mapa (figura 11) de ubicaciónde las manifestaciones geotermales muestra tres áreas dondeemergen fuentes termales asociadas a la zona geotermal de Titire-Puente Bello. En esta zona se determinaron parámetros físico-químicos de las aguas in situ, asimismo se realizó el muestreo parael análisis químico e isotópico, los resultados son presentados enlos cuadros 5, 6 y 8.

Las fuentes termales de Puente Bello emergen en el curso del ríoTitire, a 4400 m. s. n. m., donde se observa que, en su mayoría,estas aguas se mezclan con las del río. Según su composiciónquímica, estas aguas se caracterizan por presentar elevadaconcentración de ion cloruro (alrededor de 5400 mg/L) y sodio(alrededor de 3800 mg/L), también alcanzan temperaturas de hasta83°C, pH 7 y conductividad de 16.5 mS/cm (cuadro 5), siendocaracterístico de las aguas geotermales.

Al NO de Puente Bello se presentan manifestaciones geotermalesque emergen en varios puntos en la quebrada denominada Pampade Vilaje, a 4420 m. s. n. m.. Estas fuentes presentan temperaturasen superficie que van desde 51 ºC a 67.8 °C, con pH 7 yconductividad eléctrica elevada de 30.6 mS/cm (cuadro 5).

Estas fuentes termales, en su composición química (cuadro 6),observan elevada concentración del ion cloruro (11 360 mg/L) ysodio (7179 mg/L), siendo el doble en comparación con las fuentestermales de Puente Bello de mayor temperatura superficial. Estacaracterística, posiblemente, esté asociada al bajo caudal quepresentan, produciendo una concentración de los iones ensuperficie por precipitación, debido a la evaporación natural (solar),cuyo acuífero es poco profundo, afectado por las condicionesmeteorológicas externas de la zona.

El balance iónico calculado para los resultados analíticos de estasfuentes termales varía entre 3 a 4 %, siendo aceptables.

ORIGEN Y EVOLUCIÓN DE LOS FLUIDOSGEOTERMALESLos componentes de las aguas termales pueden ser clasificadosen 2 grupos de acuerdo a su comportamiento y, por lo tanto, al tipode información que entregan: 1) químicamente inertes, tambiénllamados “trazadores” y 2) químicamente reactivos, tambiénllamados “geoindicadores” (Giggenbach, 1991a; Arnórsson, 2000).

Los trazadores, debido a que son químicamente inertes, una vezque son agregados a la fase líquida permanecen sin cambios; porlo que permiten conocer su origen y, por lo tanto, el origen de lasaguas que los contienen. Los geoindicadores responden a cambiosen el medio, por lo que sus concentraciones en las aguas termalesdependen de la evolución de los fluidos de un sistema geotermal.La temperatura y, en menor medida, la presión afectan lasconcentraciones de los geoindicadores (Giggenbach, 1991a).

Ejemplos de trazadores en las aguas termales son: Cl, B, Li, Rb yCs, mientras que ejemplos de geoindicadores son: Na, K, Mg, Ca.El límite entre estos grupos no es rígido, porque la temperaturapuede hacer que elementos químicamente inertes se vuelvanreactivos (Giggenbach, 1991a).

Clasificación de las aguas termalesGiggenbach (1988) propone un diagrama de clasificación que utilizalas concentraciones de aniones mayores presentes en el agua,correspondientes a Cl, SO4 y HCO3. Mediante el análisis de estostres aniones se puede inferir el origen de los fluidos y los procesosque estos hayan sufrido durante su ascenso a la superficie.

Asimismo, el contenido relativo de Cl, SO4 y HCO3 entrega unaprimera clasificación de las aguas termales y permite ubicarlasdentro de un sistema geotermal, se debe a que la cantidad relativade estos componentes varía con la evolución de las aguas en unsistema geotermal (Giggenbach, 1997). Particularmente, lacomposición de las aguas cloruradas neutras (aguas maduras)entrega información relevante de las condiciones físico-químicasdel reservorio, porque son el producto final del equilibrio entreagua y roca (Giggenbach, 1988).

El origen de los aniones Cl, SO4 y HCO3 se puede asociar a lapresencia de HCl, SO2 y CO2, respectivamente. El origen magmáticode estos componentes permite inferir la evolución de aguasinmaduras, ácidas y oxidadas a aguas maduras, neutras yreducidas (Giggenbach, 1997).

El diagrama ternario Cl-SO4-HCO3 (Giggenbach, 1988), ver figura15, muestra que las aguas de la zona geotermal de Titire-PuenteBello se localizan sobre la región de aguas cloruradas neutras(aguas maduras), debido a su alto contenido del ion cloruro,característico de aguas geotermales que provienen de reservoriosclorurados profundos.

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Figura 11 Ubicación de las manifestaciones geotermales en la zona geotermal de Titire-Puente Bello.

Figura 12 Manifestación geotermal en la zona de Puente Bello, nótese la presión de surgencia, así como laprecipitación de sinter.


Figura 13 Manifestación geotermal en la zona de Pampa Vilaje.

Cuadro 5Parámetros medidos in situ de las muestras colectadas

N.° Fuente Fecha Código Temp. °CTemp.

amb. °CpH CE (µS/cm)

Proporción de flujo (L/min.)

1 Puente Bello 04/07/2010 1318-015 83.60 12 6.97 16 770 3002 Pampa Vilaje 4 02/09/2010 1318-016 67.80 10 7.00 30 600 303 Titire 6 02/09/2010 1318-017 82.90 11 7.00 16 390 300

Cuadro 6Resultado de la composición química de las fuentes termales

Fuente CódigoLi

mg/LNa

mg/LK

mg/LCa

mg/LMg

mg/LCl

mg/LF

mg/LSO4

mg/LHCO3

mg/LB

mg/LAs

mg/LSiO2

mg/LPuente Bello 1318-015 12 3 712 207 288 56 5 209 1 537 832 64 2 67Pampa Vilaje 4 1318-016 30 7 179 582 247 26 11 360 559 686 161 142Titire 6 1318-017 12 3 928 200 273 56 5 413 976 736 71 59

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Figura 14 Vista de una surgencia de agua a manera de torre.

Trazadores químicosSon elementos que forman parte del grupo de especiesconservativas o solubles y son considerados como buenostrazadores para la determinación del origen de los fluidosgeotermales (Giggenbach, 1991). Por ejemplo, los elementos deLi, Rb y Cs, que se incorporan en minerales secundarios y dealteración (Cs en zeolitas hidrotermales, Rb en minerales de arcillasricos en K como la illita y el Li en cuarzo autigénico y clorita;Goguel, 1983), a menudo muestran un decrecimiento en suconcentración con el incremento de la migración hacia la superficiey con el incremento del flujo lateral.

Mientras que el Li, por ser un metal alcalino, no es afectado porprocesos secundarios y puede ser usado como trazador enprocesos de disolución de roca a profundidad como una referenciapara evaluar el posible origen del agua, su concentración esgeneralmente baja, siendo en promedio de <20 mg/kg (Giggenbach,1991).

Además, se puede indicar que en estas aguas profundas existeuna reactividad nula de H2S y CO2, respectivamente, lo que impidela formación de SO4 y HCO3. La ausencia de bicarbonato y sulfatopermite restringir las aguas geotermales al vértice de Cl, ya quedurante la separación de fases, el S se particiona a la fase vapormientras que el Cl tiende a quedarse en el líquido. Esta separaciónde fases aumenta el pH de las aguas, por lo que en el extremo máscercano al Cl del diagrama se encuentran aguas cloruradas neutras.

Mientras que el CO2 presenta un comportamiento diferente a distintastemperaturas; el CO2 (de origen magmático) se mantiene en soluciónen el fluido hidrotermal cuando este se encuentra a presionesaltas. Una vez que la temperatura desciende de los 330 ºC, el CO2(aq) se vuelve reactivo y puede alterar la roca del acuífero,precipitando calcita y bicarbonato. Debido a la solubilidadinversamente proporcional de la calcita respecto a la temperaturaen aguas poco salinas, el contenido de bicarbonato disuelto en elequilibrio aumenta a medida que disminuye la temperatura.


Asimismo, el Cl y B son elementos conservativos en el sistemageotermal, son fijados en la fase fluida sin llegar al equilibrio, loscuales son considerados como los mejores geoindicadores paradeterminar el origen del sistema geotérmico. Igualmente, laproporción B/Cl y el diagrama ternario Cl-Li-B son usados paraindicar el origen del fluido.

La composición relativa Cl-B-Li utilizada como trazador geoquímico,representada en la figura 16, señala un origen común para lasaguas de la zona geotermal de Titire-Puente Bello, con predominiode la especie clorurada, debido a la absorción de vaporesmagmáticos de baja proporción B/Cl, ya que los fluidos provendríandesde un sistema hidrotermal viejo y estos migrarían desde la rocavieja del basamento.

Además, la baja proporción de B/Cl indicaría que en etapastempranas de calentamiento en el sistema, el B, debido a la altavolatilidad (al igual que As, Sb y Hg), aun permanece en su formavolátil incluso a bajas temperaturas, siendo probablemente expelido(eliminado) durante los primeros estados de calentamiento delsistema, por lo que este sistema hidrotermal presenta la proporciónB/Cl bajo de 0.04 (Giggenbach, 1991).

El B varía su comportamiento a distintas temperaturas; a menos de150 ºC, el B es incorporado a minerales de arcilla; a temperaturassuperiores a 150 ºC, el B actúa como elemento conservativo,mientras que el Cl mantiene sus propiedades de elementoconservativo a cualquier temperatura. A altas temperaturas, el Cl yB ocurren como HCl y H3BO3, respectivamente, donde ambos sonvolátiles y capaces de ser movilizados por vapores a altastemperaturas, de esto se desprende que los componentes sonaportados a la solución por vapores magmáticos responsables dela formación de las salmueras ácidas en sistemas magmáticos(Giggenbach, 1991), presencia de rocas sedimentarias ricas enmateria orgánica, rocas metamórficas o puede ser lixiviado desdesecuencias evaporíticas (White, 1957; Nicholson, 1993).

Las proporciones de B/Cl altas y bajas son un reflejo de absorciónde HCl y H3BO3 a altas y bajas temperaturas, respectivamente.Existen otros orígenes posibles para estos elementos, entre losque se cuentan: i) extracción de componentes de rocas volcánicasy sedimentarias (Arnórsson & Andresdottir, 1995), ii) aporteatmosférico y iii) mezcla con agua marina, la que presenta unarazón conocida de Cl/B de 1330.

El B, considerado como un buen elemento trazador para ladeterminación del origen de fluidos geotermales (Giggenbach,1991), puede ser expresado como ácido bórico (H3BO3) o HBO2

-

y su contenido promedio en aguas de tipo clorurada varía entrelos 10-50 mg/kg. Altos contenidos de B están asociados a lapresencia de rocas andesíticas, con concentraciones mucho máselevadas con otras rocas volcánicas.

Las aguas geotermales de la zona de Titire-Puente Bello presentanen su composición química elevada concentración de B, en rangosentre los 64 a 161 mg/L; sin embargo, la proporción atómica B/Cles de 0.04, relativamente muy baja, posiblemente debido a ladilución con aguas de baja proporción B/Cl. La figura 17 muestraque las aguas de la zona geotermal de Titire-Puente Bello estaríanreaccionando con rocas volcánicas del Neógeno y sedimentariasa niveles profundos, evidenciándose en la zona intercalacionesde rocas volcánicas y sedimentarias.

Asimismo, durante el flujo lateral de los fluidos termales desdePampa Vilaje hacia la zona de Titire- Puente Bello (figura 11), el Bpodría estar siendo absorbido por algún tipo de arcilla, lo que haceque la proporción B/Cl sea baja. Además, podemos indicar que elB ha sido expelido durante los primeros estados de calentamientodel sistema, asociado a un sistema hidrotermal viejo (o antiguo)empobrecido en este elemento, pero por su volatilidad permaneceen su forma (al igual que As, Sb y Hg) incluso a bajas temperaturas(Giggenbach, 1991).

Geotermómetros acuososLos geotermómetros de cationes proveen una importanteherramienta en la estimación de las condiciones a nivel profundode un sistema geotérmico. Estos geotermómetros se basan enreacciones de intercambio catiónico y, en teoría, cualquier razónde cationes o especie acuosa sin carga puede ser usada comogeotermómetro mientras prevalezca el equilibrio (Arnórsson &Svavarsson, 1985).

Existen muchos geotermómetros de cationes calculados teórica yempíricamente; entre los que se cuentan, los geotermómetros deNa/K, K/Mg, Na-K-Ca y Na-K-Mg. No existen diferencias en lacalidad de los geotermómetros, pero es necesario analizarloscuidadosamente y elegir aquellos que se correspondan de mejormanera con las fases minerales que se consideran en equilibrio.

La temperatura de equilibrio en profundidad es una de lascaracterísticas más importantes que se puede obtener de lacomposición química de las aguas termales. La estimación de latemperatura se hace mediante geotermómetros acuosos quepueden ser clasificados en 2 grupos de acuerdo a Fournier (1991):(1) aquellos que se basan en la dependencia de la temperaturapara disolver minerales individuales en el fluido termal y (2) aquellosque se basan en la dependencia de la temperatura para reacciones,en las que se intercambian iones entre minerales específicos y elfluido termal.

Para validar las temperaturas que entregan los geotermómetrosquímicos, se requiere una serie de supuestos que fueron resumidospor Fournier (1977):

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Figura 15 Diagrama ternario (Giggenbach, 1988): Clasificación de fuentes termales asociadas a la zona geotermal deTitire-Puente Bello, de acuerdo con la composición relativa de aniones dominantes.

Figura 16 Composición relativa de las especies conservativas Cl-Li-B en fuentes termales de Titire-Puente Bello.


Figura 17 Diagrama binario Cl vs. B de aguas termales de Titire-Puente Bello.

geotermómetro Na-K-Mg, derivado de los geotermómetros Na-K(Ellis & Mahon, 1967) y Na-K-Ca (Fournier & Truesdell, 1973). Elgeotermómetro Na-K-Mg se basa en la dependencia de latemperatura de dos reacciones (Ecuación 02 y 03):Feldespato K + Na+ ↔Feldespato Na + K+

(Ecuación 02)2,8Feldespato K + 1,6H2O + Mg2+↔ 0,8Mica K + 0,2Clorita +5,4SiO2 + 2K+

(Ecuación 03)

Mediante el diagrama ternario Mg-Na-K (figura 18), es posibledeterminar el grado al que se atienen los fluidos al equilibrio con laroca de caja, delinear procesos de mezcla de aguas de distintosorígenes, determinar procesos de dilución con aguas nomineralizadas, procesos de reequilibrio y presencia de diferentesgrupos o familias de aguas (Giggenbach, 1988, 1991). El cálculode los geotermómetros puede ser usado con confiabilidad en lasaguas “maduras” (aguas en equilibrio), mientras que en las aguas“inmaduras” y ácidas la aplicación de los geotermómetros no esconfiable, debido a que estas reflejan más los efectos de la disoluciónde la roca de caja que el equilibrio con la misma.

La figura 18 muestra el geoindicador de Na-K-Mg propuesto porGiggenbach (1991a), donde las aguas de las fuentes termales dela zona geotermal de Titire-Puente Bello alcanzan equilibrio parcial;de igual modo, el diagrama señala una tendencia lineal en dirección

- Las reacciones de equilibrio químico fluido-mineral,dependientes de la temperatura, fijan las concentraciones delos componentes considerados.

- Los minerales, o especies fluidas involucradas en lasreacciones de equilibrio, se encuentran presentes encantidades adecuadas.

- Existe equilibrio químico fluido-mineral en profundidad, respectoa los componentes considerados.

- El reequilibrio de los fluidos termales durante su ascenso haciala superficie es despreciable.

- El efecto de procesos secundarios como dilución, mezcla oebullición es despreciable o, en su defecto, cuantificable ycorregible.

Los geotermómetros no solo entregan la temperatura del equilibriofinal en profundidad, sino que también muestran las condicionesdel equilibrio; porque, de lograrse el equilibrio en el reservorio,todos los geotermómetros correctamente aplicados deben entregaruna temperatura similar. Lo anterior permite identificar procesosque afecten al equilibrio.

GeoindicadoresGiggenbach (1988) obtuvo una técnica que permite determinarqué tipos de muestras son adecuadas para la aplicación del

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a la temperatura de equilibrio Na/K del reservorio ya sea pordilución o mezcla entre 180 ºC a 220 °C.

El geoindicador, representado en la figura 19, muestra que lasaguas geotermales de Titire-Puente Bello se ubican dentro delgrupo de aguas inmaduras cerca de la línea de equilibrio, lo quepodría indicar que estas aguas geotermales se mezclan con aguassuperficiales, en este caso con los del río Titire. Asimismo, se observaen superficie que las aguas presentan temperaturas elevadas,pese a emerger en el cauce del río Titire (agua fría), por lo que sepuede inferir que las aguas provienen de un reservorio pocoprofundo asociado a gradiente geotérmico, debido a que en lazona no se evidencia la manifestación de actividad volcánica reciente.

Para el caso de las aguas de Pampa Vilaje, la gráfica (figura 19)muestra su ubicación dentro del grupo de aguas asociadas a ladisolución isoquímica de la roca de caja, cuyo origen estádeterminado por la interacción agua-roca (posiblemente con rocasultramáficas, basaltos) a niveles profundos, también asociado agradiente térmico o a un cuerpo caliente asociado a rocas intrusivas.

El geoindicador Na-K/Mg-Ca (figura 20) muestra que las aguasde la zona geotermal de Titire-Puente Bello presentan una tendenciaa la línea de equilibrio, las de mayor tendencia son las aguas de laPampa Vilaje, haciendo una proyección vertical a la línea deequilibrio, el líquido está expuesto a temperaturas elevadas entre200 °C y 220 °C. Mientras que las aguas de Puente Bellopresentan menor temperatura entre 180 ºC y 200 °C, posiblementepor la mezcla con las aguas del río Titire.

La estimación de la temperatura a profundidad para la zonageotermal de Titire–Puente Bello se realizó mediante lageotermometría química en fase líquida, como resultado se hadeterminado que el reservorio geotérmico presentaría temperaturasque superan los 200 °C (cuadro 7, figura 21).

Modelos de mezclaLos modelos de mezcla son herramientas efectivas en todas lasetapas del desarrollo geotermal. Ellos permiten la interpretación delos procesos que actúan sobre un pozo de descarga para sermonitoreados en el tiempo, y son en particular útiles durante lasetapas tempranas de la evaluación del potencial de calor y lasestructuras de flujo de un nuevo recurso geotérmico. Los modelosde mezcla sílice-entalpía y cloruro-entalpía han encontrado un usoextendido, y, por lo tanto, son considerados detalladamente.

En este caso hemos utilizado para aguas geotermales, con lafinalidad de tener una idea preliminar del calor del recurso. Además,por que las fuentes de aguas termales presentan elevado contenidode Si y Cl, y en su mayoría con gran cantidad de flujo. Los resultados

obtenidos son geológicamente razonables, pero estos deberánser comprobados mediante perforaciones de sondeo pocoprofundos en la proximidad de las fuentes de estudio.

Diagrama sílice-entalpíaEl modelo de mezcla sílice-entalpía propuesto por Fournier (1977)puede ser usado como una ayuda para evaluar temperaturassubterráneas. Esto es, basado sobre la solubilidad de la sílice. Eneste modelo, la concentración de sílice disuelta de un agua mezcladay en un diagrama de sílice-entalpía, puede ser usado paradeterminar la temperatura del componente del agua caliente.

El diagrama sílice-entalpía (figura 22), propuesto por Fournier(1977), muestra que las fuentes termales de Titire-Puente Belloalcanzan temperaturas desde 106 °C a 225 °C, respectivamente,las cuales fueron calculadas por el modelo de mezcla sílice-entalpía.

También podemos notar que las aguas termales de Puente Bellose ubican sobre la línea de solubilidad de cuarzo, y presentanmenor entalpía, pero en superficie estas aguas presentan mayortemperatura que las fuentes de Pampa Vilaje, esto explicaría quelos fluidos geotermales en la zona de Puente Bello se estánmezclando con aguas bastante frías en un acuífero formado a nivelsuperficial, tal vez influenciado por las aguas del río Titire, dondeemergen estas fuentes.

Diagrama entalpía-cloruroEs una herramienta que ayuda a distinguir los efectos de ebullicióny mezcla, tanto desde aguas de vapor como frías, que generalmentetienen el contenido de cloruro bajo, son caracterizadas por valoresde entalpía muy diferentes.

El diagrama cloruro-entalpía (Fournier, 1979b), ver figura 23,muestra que las fuentes termales de Puente Bello están dentro deltipo de aguas que pasan por procesos de enfriamiento conductivo,lo que indicaría que a profundidad el agua caliente en ebullición esenfriada posiblemente por el contacto con las rocas frías o por lamezcla con aguas superficiales frías durante su recorrido y,posteriormente, emergen en superficie, ocasiona pérdida de calordisminuyendo de esta manera la entalpía, pero la concentraciónde cloruro permanece inalterable.

Para el caso de las aguas de Pampa Vilaje podemos observarque presenta elevada concentración de cloruro (11360 mg/L) ybaja entalpía, ubicándose muy cerca a la línea de ebullición conpérdida de vapor, así como de masa y entalpía. Por lo que podemosinferir que la elevada concentración de cloruro es debido a la bajamasa de agua, por la intensa evaporación que ocurre en la zona,ocasionando la precipitación de sales como NaCl.


Figura 18 Geotermómetro de Na-K-Mg para las aguas termales de Titire-Puente Bello (Giggenbach, 1991a).

Figura 19 Geotermómetro comparativo de K/Mg y K/Ca extrapolado con Log (K2/Mg) (Giggenbach & Goguel, 1989).

32

Cuadro 7Resultados del cálculo de temperaturas por geotermómetros

FuenteCalcedonia

cond.Cuarzo cond.

Cuarzo adiabático

Na-K-CaNa-K-Ca

Mg corregidoNa/K

FournierNa/K

TruesdellNa/K

(Giggenbach)K/Mg

(Giggenbach)Puente Bello 87 116 115 181 9 172 132 190 125Pampa Vilaje 4 133 158 150 217 142 200 166 216 175Titire 6 80 110 109 177 1 165 125 184 124

Figura 20 Diagrama de Na-K/Mg-Ca para las aguas termales de Titire-Puente Bello (Giggenbach & Goguel, 1989).

Figura 21 Temperaturas geoquímicas de aguas termales de la zona geotermal de Titire-Puente Bello (Truesdell &Fournier, 1976; Fournier, 1979; Giggenbach, 1988).


Figura 22 Modelo de mezcla sílice vs. entalpía para la zona geotermal de Titire-Puente Bello.

Figura 23 Modelo de mezcla cloruro-entalpía para la zona geotermal de Titire-Puente Bello.

34

Isótopos estables δ2H y δ18OLos elementos se definen por el número de protones en el núcleo(número atómico, Z). Los isótopos de un elemento tienen el mismonúmero atómico, pero diferente masa atómica (número de masa,A= número de protones + neutrones). Los diferentes isótopos deun elemento muestran pequeñas diferencias en su comportamientofísico y químico, por lo que son significativas para los isótopos máslivianos (Nicholson, 1993).

Los isótopos estables en agua son indispensables para lainterpretación de un sistema geotermal, porque las razonesisotópicas son sensitivas a procesos físicos que permiten determinarel origen y la evolución de los fluidos termales (e. g. Craig et al.,1956; Craig, 1961, 1963; Truesdell y Hulston, 1980; Panichi &Gofiantini, 1981; Giggenbach et al., 1983a; Henley et al., 1984;Giggenbach 1991b; Nuti, 1991; D’Amore et al., 2000).

El isótopo de oxígeno 18O y el isótopo de hidrógeno 2H (que seabrevia como D para deuterio), son los más utilizados en laexploración de recursos geotérmicos. La concentración de estosisótopos se obtiene comparando las proporciones de masa 18O/16O (δ18O) y D/2H (δ D), con respecto al estándar V-SMOW (Viena-Standard Mean Oceanic Water) (Giggenbach 1991b; Nuti, 1991;D’Amore et al., 2000).

Los resultados del análisis isotópico de d2H y d18O de la zonageotermal de Titire-Puente Bello (cuadro 7) han sido graficadosen los diagramas δ2H - δ18O (figuras 24, 25), tomándose comoreferencia la Línea Meteórica Global (Craig, 1961) y la LíneaMeteórica Local (Cortecci et al., 2005). En ambos diagramas seobserva que las aguas de la zona geotermal de Titire-PuenteBello presentan una tendencia lineal hacia las aguas concomponentes andesíticos; por lo tanto, podríamos indicar que lasaguas del reservorio geotermal en la zona se originan de la mezclade agua meteórica y agua magmática, siendo el componentemayoritario el agua meteórica.

Los resultados isotópicos se presentan en los límites de δ18O -11 a-15‰ y de δ2H -115 a -126‰ (cuadro 8).

Cuadro 8Resultados del análisis isotópico de δ2H y δ18O

Fuente δ18O‰

δ2H‰

Puente Bello -15 -126Pampa Vilaje 4 -11 -115Titire 6 -15 -126

MODELO CONCEPTUAL DE LA CIRCULACIÓNDE FLUIDOS EN LA ZONA GEOTERMAL DETITIRE-PUENTE BELLO.El modelo conceptual de la zona geotermal de Titire-Puente Bellose muestra en la figura 26. Esta zona geotérmica se localiza en elAltiplano de la cordillera de los Andes, al sur del Perú. En losalrededores de la zona geotérmica no hay evidencias de lapresencia de volcanes jóvenes o de actividad reciente, por lo quela fuente de calor magmático en Titire-Puente Bello estaríarelacionada al calor conductivo asociado a materiales magmáticossituados en la parte profunda de la corteza, o que sea calorconductivo de las rocas de intrusión.

Sin embargo, existe una cadena de volcanes activos formandouna línea al oeste de la cordillera de los Andes, al sur de Perú.Estos volcanes son del periodo Neógeno, y los centros volcánicosestán distribuidos por todo el Altiplano (e.g. Kono et al., 1989). Unaamplia distribución de vulcanismo es consistente con los altosvalores de flujo de energía observados cerca de la cordilleraOccidental y también en la mayor parte del Altiplano. Esto significaque una amplia región del Altiplano ha estado bajo la influencia deactividad volcánica y, por lo tanto, una cantidad considerable dematerial magmático ha sido introducida debajo de la corteza delAltiplano, asociada con la subducción de la placa de Nazca que semueve debajo de la placa de América del Sur (Kono et al., 1989).

Las zonas permeables en los sistemas geotérmicos estánregularmente asociadas a pasos de fluido geotérmico yproductividad de pozos. Considerando la estratigrafía, lasestructuras geológicas y la distribución de las manifestacionestermales en la superficie del campo, todo parece indicar que losfluidos geotérmicos están controlados por zonas permeablesrelacionadas con fallas.

Las fallas geológicas juegan un papel importante para lapermeabilidad vertical de los sistemas geotérmicos. La zonageotermal de Titire-Puente Bello se caracteriza por la presenciade las fallas con tendencia NO-SE. Estas fallas parecen ser laszonas permeables relacionadas con el paso de los fluidosgeotérmicos en la zona.

Con el estudio de la composición isotópica de δ2H vs δ18O, asícomo la concentración de Cl en los manantiales de agua, se deduceque el agua geotermal del reservorio de la zona geotermal seorigina de la mezcla de agua meteórica con una menor cantidadde agua magmática. La elevada concentración de Cl en losmanantiales superficiales indica que el agua salina atrapada en lasrocas sedimentarias ha circulado en rocas evaporitas.

El agua meteórica que se infiltra a niveles profundos en áreasmontañosas a altitudes mayores a la zona geotermal de Titire-


Puente Bello se calienta a más de 180 °C por el calor conductivodel cuerpo magmático y/o por rocas de intrusión, además por elefecto de la mezcla con una pequeña cantidad de fluido magmático.El fluido geotérmico se cree que circula esencialmente por rocasvolcánicas (figura 26). El fluido geotérmico asciende por las zonaspermeables relacionadas con las fallas de tendencia NO-SE, y sealmacena en las zonas permeables de rocas volcánicas. Losgeotermómetros aplicados a las aguas de los manantiales sugierenque la temperatura del reservorio se estima entre 180-220 °C.

El agua caliente, que asciende a nivel superficial alrededor dePampa Vilaje, fluye lateralmente hacia el noroeste a lo largo de lasfallas y forma un reservorio en las rocas sedimentarias (grupoMaure), y también se mezcla con las aguas subterráneas somerasformando el reservorio somero en Titire, el cual asciende a lolargo de las fallas y son vertidos a la superficie. El agua calienteascendente en Pampa Vilaje también fluye lateralmente hacia elsureste, SE, donde es diluida y enfriada por agua fría y superficialde las aguas subterráneas o río. El agua tibia que resulta de ladilución y enfriamiento se descarga en la superficie, en la quebradaUmajaeso.

La estimación del área del reservorio geotérmico se ha realizadoúnicamente con información geológica y geoquímica, para teneruna mayor precisión en la estimación falta información geocientíficadel subsuelo, como la geofísica y datos de pozos perforados quepermitan realizar una evaluación completa del recurso geotérmico.El área del reservorio incluye la distribución de las zonaspermeables que controlan el flujo geotérmico y las manifestacionesde superficie. El área mínima incluye las zonas permeables a lolargo de las fallas con tendencia NO-SE y las manifestacionestermales de la superficie de Pampa Vilaje. El área máxima incluyelas manifestaciones termales superficiales de Titire.

Utilización de los recursos: Actualmente, las fuentes termalesubicadas en la zona de Titire no se encuentran siendo usadasdirectamente. El único uso hoy en día es el turístico, ya que debidoa los vestigios dejados por la actividad hidrotermal y a las vistosassurgencias de las fuentes termales, la zona ha sido declarada porel Instituto Nacional de Cultura como zona arqueológica llamada“Puente Bello I” y “Puente Bello II” (figura 27), la que es visitadapor muchos lugareños y foráneos.

Figura 24 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas termales de la zona geotermal de Titire-Puente Bello, encomparación con la Línea de Agua Meteórica Global.

36

Figura 25 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas termales de la zona geotermal de Titire-Puente Bello, encomparación con la Línea de Agua Meteórica Local.


Figu

ra 26

Mode

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38

ZONA GEOTERMAL DE JESÚS MARÍA, ICHUÑAY TOLAPALCAUbicación: En esta zona geotermal se han identificado tres sectores:Jesús María, Ichuña y Tolapalca, los cuales se localizan en elAltiplano de la cordillera de los Andes, en la región Moquegua, alsur del Perú, donde ocurre volcanismo Neógeno a Cuaternario(figura 28).

A Jesús María (figura 29), ubicado al oeste del pueblo de Ichuña,se llega a través de una carretera afirmada (40 minutos); aquí lasmanifestaciones se ubican en un valle angosto de fuertespendientes, a una altitud promedio de 4100 m s. n. m., formado porel curso del río San Antonio y circundado por cerros de rocasvolcánicas.

Ichuña también está ubicado al oeste del pueblo del mismo nombre(20 minutos). Las manifestaciones se ubican en la margen izquierdadel río Ichuña a una altitud promedio de 3930 m s. n. m..

Al sector de Tolapalca (figura 30), ubicado al noroeste del pueblode Ichuña, se llega a través de una carretera afirmada (120minutos). Aquí las numerosas manifestaciones surgen en ambasmárgenes del río Quemillane, a la altura del pueblo del mismonombre. El sector se encuentra a una altitud promedio de 3870 ms. n. m. y está circundado por una cadena de cerros compuestospor rocas volcánicas, principalmente de origen magmático, situadasen la parte profunda de la corteza, conjuntamente con el calor delas rocas de intrusión.

Los tres sectores abarcan un área aproximada de 44 km2, asimismoen esta zona se tiene un clima seco con precipitaciones en los

meses de enero a marzo. Las temperaturas varían entre 1 ºC y 25ºC (Senamhi, diciembre 2009, fuente: www.senamhi.gob.pe).

Rasgos geológicos: En esta zona predominan rocas volcánicasy sedimentarias, y en menor distribución rocas intrusivas. Lasprimeras están conformadas por afloramientos de la formaciónPichu (Eoceno), constituida por andesitas basálticas (figura 31).En el sector de Jesús María se observan afloramientos de laformación Sencca, constituida por tobas riolíticas. También se tieneal grupo Maure, en su facie sedimentaria, donde sus afloramientoscubren la mayor parte de esta zona, esta facie está constituida porlimoarcillitas, areniscas y conglomerados (Rodríguez et al., 2000;Galdós & Ticona, 2000).

Las rocas sedimentarias afloran principalmente en la parte este ysureste de esta zona, sus afloramientos constituyen una secuenciajurásico-cretácea del grupo Yura, donde se tiene en la baseintercalaciones de lutitas negras, grises y areniscas de la formaciónCachios, luego se observan areniscas intercaladas con lutitas yniveles calcáreos de la formación Labra, sobre estos afloramientosse tiene una secuencia de calizas grises fosilíferas de la formaciónGramadal. Finalmente, se tienen areniscas cuarzosas de laformación Hualhuani y lutitas, areniscas rojas de la formación Murco(Lipa et al., 2000).

Las rocas intrusivas que afloran principalmente son pórfidosandesíticos y riolíticos, los primeros se observan cerca de Ichuñaen ambas márgenes del río del mismo nombre, mientras que lossegundos afloran en el sector oeste de la zona, en los cerrosPirhuani y Pihuani Chico (Lipa et al., 2000).

Figura 27 Vistas de los letreros donde se señala como zona arqueológica a Titire (Puente Bello).


Figu

ra 28

Mapa

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40

Figura 29 Vista panorámica del sector de Jesús María.

Figura 30 Vista panorámica del sector de Tolapalca.


Figura 31 Afloramientos de andesitas de la Fm. Pichu en ambas márgenes del río San Antonio, sector de Jesús María.

mineralización de esta agua. Asimismo, las fuentes tienen unimportante caudal de descarga, superior a los 5 L/s, algunas delas cuales presentan abundante burbujeo, debido a la presenciade gases disueltos como el CO2. En las inmediaciones de lasfuentes se observa presencia de precipitados de óxidos de fierrode color rojizo y sales de color blanquecino, así como la presenciade algas verdosas en la surgencia y alrededores de las fuentes(figura 35).

La actividad geotermal en este sector es grande y ha originado laformación de importantes depósitos de travertinos, los cuales llegana más de 3 metros de espesor, dichos depósitos se observanprincipalmente en la margen derecha del río San Antonio (figura36) y se disponen a manera de terrazas.

En Ichuña se observan pocas fuentes termales en ambas márgenesdel río San Antonio, pero las de mayor caudal son las ubicadas enla margen izquierda, las cuales tienen una temperatura promediode 41 ºC; asimismo, presentan un pH neutro con valores deconductividad eléctrica mayores a los 10 mS/cm. Estas fuentestienen poco caudal de descarga, también se aprecia muchoburbujeo, y en los alrededores de la fuente hay abundantesprecipitados de sales de color blanquecino (figura 37).

En Tolapalca se tienen numerosas fuentes termales localizadas enambas márgenes del río Quemillane (figura 38). Las fuentespresentan temperaturas entre los 40 ºC y 50 ºC, con pH neutro y

Cubriendo algunas laderas y el centro de los valles formados porel cauce de los ríos, se tienen depósitos aluviales y fluviales (figura32), constituidos por clastos que van desde los 2 cm hastasuperiores a los 50 cm, en algunos casos están soportados en unamatriz areno-limosa. También se han identificado depósitos demorrenas constituidos por bloques angulosos, englobados en unamatriz limo-arcillosa (Lipa et al., 2000).

El área de estudio está afectada por diferentes estructuras (figura33). Se han identificado fallas normales, las cuales tienen rumboandino y afectan principalmente a las rocas del grupo Maure. Alnorte de Jesús María las fallas normales afectan a las andesitas dela Fm. Pichu y tienen dirección NE-SO. Las fallas inversasidentificadas afectan principalmente a las formaciones sedimentariasaflorantes al suroeste de la zona. Asimismo, estas formacionessedimentarias presentan numerosos pliegues con rumbo de ejepredominando NE-SO.

Manifestaciones geotermales: En esta zona se han identificadonumerosas manifestaciones geotermales (figura 34), la mayoríade ellas son fuentes termales.

En Jesús María se tienen numerosas fuentes termales distribuidasa lo largo y en ambas márgenes del río San Antonio, contemperaturas que llegan a superar los 50 ºC, el pH es neutro y losvalores de conductividad eléctrica son elevados con valoressuperiores a los 30 mS/cm, un indicativo de la elevada

42

valores de conductividad eléctrica entre los 11 y 15 mS/cm, lo quenos indica que son aguas también muy mineralizadas, como las deJesús María (se pueden observar precipitados de sales de colorrojizo a óxidos). Asimismo, en esta zona las fuentes tienen un altocaudal de descarga llegando a superar los 20 L/s, tal como semuestra en la figura 39, además en dicha fuente se puede observarun ligero burbujeo, lo que nos indica la presencia de gases disueltosen agua.

Producto de la importante actividad geotermal en esta zona se hanformado depósitos de travertinos de gran espesor, ubicados en lamargen izquierda del río Quemillane. Asimismo, las fuentes termaleshan ocasionado el colapso de algunos depósitos de travertinos(figura 40).

Características hidroquímicas: La zona geotermal de JesúsMaría se caracteriza por presentar una gran cantidad demanifestaciones de fuentes termales que emergen en las orillas delrío San Antonio, así como en el curso del mismo, a una altura de4000 m s. n. m., con temperaturas que varían entre los 40 °C a 50°C, con pH de 6 a 7, y conductividad eléctrica desde 30 a 37 mS/cm (cuadro 9). Asimismo, estas fuentes se caracterizan por presentaren su composición química una elevada concentración del ioncloruro, desde 10 667 a 13 454 mg/L, y sodio entre 7123 a 9040mg/L (cuadro 10), típico de aguas que provienen de reservoriosgeotermales. El balance iónico calculado para los resultadosanalíticos de estas aguas es de 2 %, siendo un valor aceptable.

En la zona geotermal de Tolapalca, las aguas surgen en las riverasdel río Quemillaneeremilla, tanto en la margen izquierda y derechadel río, a una altura de 3900 m s. n. m., con temperaturas entre los40 °C a 47 °C, así como pH de 7 y conductividad eléctricarelativamente elevada de 13.95 mS/cm (cuadro 9). Estas fuentespresentan como iones predominantes el Cl y Na, cuyasconcentraciones se encuentran entre 763 a 1951 mg/L y 535 a1317 mg/L, respectivamente (cuadro 10), característico de aguasgeotermales. El balance iónico de los resultados analíticos paraesta fuente termal es de +/-2 %, siendo aceptable.

Como un punto de comparación se colectó una muestra en la zonade Calasaya, localizada a 4300 m s. n. m. (figura 34), donde seobserva en superficie manifestaciones de fuentes termales vertidasal río Calasaya, afluente del río Jucumarini. La temperatura máximaencontrada en estas fuentes fue de 44.9 °C, pH 6.5 y conductividadeléctrica de 3.08 mS/cm (cuadro 9). Estas fuentes se caracterizanpor presentar una elevada concentración del ion sulfato, de 1260mg/L, y sodio de 491 mg/L, en su composición química. El balanceiónico de los resultados analíticos para esta fuente es de 6 %,siendo aceptable.

Clasificación de las aguas termalesSegún el contenido relativo de Cl, SO4 y HCO3 graficado en eldiagrama ternario (Giggenbach, 1988), ver figura 41, las aguasmuestreadas pueden ser divididas dentro de los siguientes tiposhidroquímicos: 1) aguas cloruradas, correspondiente a las aguasde la zona geotermal de Jesús María, característico de aguasmaduras, que provienen de un reservorio geotermal profundo; 2)aguas cloruradas-sulfatadas, tipo de aguas de la zona de Tolapalcacon tendencia hacia el tipo de aguas volcánicas, y 3) aguassulfatadas calentadas por vapor, correspondiente a las aguas dela zona de Calasaya.

Trazadores químicosEl diagrama de los elementos conservativos Cl-Li-B (figura 42)muestra que las aguas termales de la zona de Jesús María yTolapalca se ubican en el vértice de Cl, por lo que se puedeasumir que estas aguas podrían estar influenciadas por intrusiónde agua de mar; pero para el caso de las zonas mencionadas noes posible, debido a su ubicación en el Altiplano a una altura de4000 m s. n. m.. Por lo que se podría atribuir que el elevadocontenido de Cl en relación con Li y B se debería al bajo caudalque presentan, produciendo una concentración de los iones ensuperficie por precipitación, debido a la evaporación natural,posiblemente asociado a un acuífero poco profundo, el cual estaríasiendo afectado por las condiciones meteorológicas externas de lazona, así como por las aguas superficiales.

Asimismo, el bajo contenido de B podría estar asociado a laabsorción de vapores magmáticos de baja proporción B/Cl en unsistema hidrotermal viejo, en cuyas etapas tempranas decalentamiento de este sistema el B ha sido expelido, por ser unconstituyente volátil similar al As, Sb y Hg, lo cual implica que lasaguas provendrían desde rocas viejas del basamento(Giggenbach, 1991).

En el caso de las aguas termales de la zona de Calasaya, podemosobservar que se ubican con tendencia hacia la zona de absorción,con elevada proporción de B/Cl en vapor (figura 42), lo quepodría indicar que los fluidos estarían migrando desde un sistemahidrotermal joven. Pero según los estudios geológicos, esto no esposible, debido a que la actividad volcánica es mayor a los 10 Ma.Por lo tanto, la presencia de B en las aguas estaría asociada a lapresencia de rocas sedimentarias, ya que en la zona de Calasayase observan afloramientos de rocas sedimentarias (areniscascuarzosas y lutitas).


Figura 32 Depósitos aluviales en el río San Antonio, sector de Jesús María.

Figura 33 Imagen satelital donde se muestran las principales fallas y lineamientos estructurales en Jesús María-Ichuña-Tolapalca.

44

Figura 34 Ubicación de las principales manifestaciones geotermales en Jesús María-Ichuña-Tolapalca.

Figura. 35 Fuente termal con burbujeo en el cauce del río San Antonio, nótese la presencia de óxidos y algas.


Figura 36 Depósitos de travertinos en Jesús María.

Figura 37 Fuente termal en la zona de Ichuña, nótese los precipitados de sales de color blanquecino.

46

Figura 38 Vista de las fuentes termales en ambas márgenes del río Quemillane, Tolapalca.

Figura 39 Fuente termal de mayor caudal en la zona de Tolapalca.


Figura 40 Vista del colapso de los depósitos de travertinos producto de la actividad de las fuentes termales enTolapalca.


N.° Fuente Fecha CódigoTemp.

°CTemp.

amb.°CpH

CE (µS/cm)

Proporción de flujo (L/min)

1 Jesús María 03/07/2010 1318-031 50.8 14.3 6.0 37 100 302 Tolapalca 03/07/2010 1318-032 47.5 16.3 6.1 13 930 3003 Calasaya 04/07/2010 1318-033 44.9 12.8 6.5 3 080 10

Jesús María-3 30/08/2010 1318-034 49.4 - 7.0 30 200 30Jesús María-1 30/08/2010 1318-035 49.5 - 7.0 37 400 30Tolapalca 2 30/08/2010 1318-036 47.2 - 7.0 13 950 300

Cuadro 10Resultado de la composición química de las fuentes termales de la zona de Jesús María, Tolapalca y Calasaya

Fuente CódigoLi

mg/LNa

mg/LK

mg/LCa

mg/LMg

mg/LCl

mg/LF

mg/LSO4

mg/LHCO3

mg/LB

mg/LAs

mg/LSiO2

mg/LJesús María 1318-031 10 9 040 238 764 164 13 237 1 2 115 1 183 30 1 121Tolapalca 1318-032 3 3 029 66 543 96 3 932 1 1 821 872 13 86Calasaya 1318-033 1 491 25 181 47 211 2 1 260 444 12 35Jesús María-3 1318-034 7 123 198 544 126 10 667 1 650 980 20 98Jesús María-1 1318-035 9 9 036 244 644 151 13 454 1 989 1 084 24 105Tolapalca 2 1318-036 2 2 778 60 477 87 4 047 1 604 819 14 83

48

Figura 41 Diagrama ternario (Giggenbach, 1988): Clasificación de fuentes termales asociadas a la zona geotermal deJesús María, Tolapalca y Calasaya, de acuerdo con la composición relativa de aniones dominantes.

Figura 42 Composición relativa de las especies conservativas Cl-Li-B, en fuentes termales de Jesús María, Tolapalcay Calasaya.


Las aguas geotermales de Jesús María, Tolapalca y Calasayapresentan B en concentraciones entre 12 a 30 mg/L, siendo laproporción atómica B/Cl para Jesús María de 0.007, para Tolapalcade 0.01 y para Calasaya de 0.1. En la figura 43 podemos observarque las aguas de la zona geotermal de Jesús María y Tolapalcaestarían reaccionando con rocas tipo granito, las cuales no seevidencian en el lugar. Sin embargo, haciendo una observaciónde la geología regional, hay presencia de rocas intrusivas, cercanaa la zona, lo que indicaría que en horizontes profundos los fluidosestarían circulando a través de este tipo de rocas.

Mientras que para el caso de las aguas de la zona de Calasaya,según se presenta en la figura 43, estarían reaccionando conrocas sedimentarias marinas a niveles profundos, las cualesprobablemente tienen alta porosidad y permeabilidad conabundantes fracturas (Shigeno et al., 1993; Shigeno & Abe 1983).

GeoindicadoresEl geoindicador de Na-K-Mg propuesto por Giggenbach (figura44) muestra la distribución de los datos de las tres zonasgeotermales, donde se observa que las aguas termales de JesúsMaría y Tolapalca caen dentro del equilibrio parcial, mientras quela fuente termal de Calasaya se ubica dentro de las aguasinmaduras. En ambos casos podemos indicar que las aguas estánsiendo afectadas por la mezcla con aguas superficiales.

El diagrama señala la tendencia lineal con dirección a temperaturasde equilibrio Na/K del reservorio, ya sea por dilución o mezclapara las zonas de Jesús María y Tolapaca. Para el caso de lazona de Jesús María es de 140 °C a 150 °C y para Tolapalca esde 130 °C a 140 °C. Por lo tanto, las tres zonas geotermalespresentan temperaturas de entalpía media, tal como se muestra enlos resultados del cálculo de temperatura a profundidad medianteel uso de la geotermometría química en fase líquida (cuadro 11,figura 45).

El geoindicador representado en la figura 46 sugiere que las aguasgeotermales de Calasaya y Tolapalca posiblemente alcanzan elequilibrio, dentro de la formación de calcita, en sistemas geotérmicos(3K-Feldespato + CO2 + Ca2+ = moscovita + calcita + 6 sílice +2K+), debido al ligero carácter ácido que presentan estas aguas,esta ubicación es incierta en la gráfica.

Mientras que la fuente termal de Jesús María se ubica dentro delas aguas inmaduras, pero cercano a la línea de equilibrio, estoindica que las aguas están siendo mezcladas con aguas inmaduras,pero conservan las características químicas del agua madura delreservorio.

El geoindicador Na-K/Mg-Ca (figura 47) también nos indica quelas fuentes de agua de Jesús María y Tolapalca presentan ligeratendencia a la línea de equilibrio, realizando la proyección vertical

a la línea de equilibrio, las aguas presentan temperaturas bajasentre 130 °C a 150 °C. En el caso del agua de Calasaya latemperatura no es real por tratarse de un agua inmaduraligeramente ácida.

Modelos de mezclaDiagrama sílice-entalpía

El diagrama sílice-entalpía (figura 48), propuesto por Fournier(1977), muestra que las fuentes termales de Jesús María, Tolapalcay Calasaya posiblemente alcanzarían en el reservorio temperaturasentre los 89 °C a 195 °C, las cuales fueron calculadas por elmodelo de mezcla sílice-entalpía. Estas temperaturas nos muestranque las tres zonas son de entalpía media a baja, cuyas aguas soncalentadas por gradiente térmico, posiblemente asociado a rocasintrusivas.

Diagrama entalpía-cloruro

El diagrama cloruro-entalpía propuesto por Fournier (1979b), verfigura 49, muestra que el fluido pierde calor por el contacto conrocas frías circundantes, produciéndose la disminución de la entalpía,pero la concentración de cloruro permanece constante (Nicholson,1993), también puede ser que el agua en ebullición, que asciendedesde la profundidad, se enfría por la mezcla con aguas frías a unaprofundidad somera.

Por otro lado, se observa que las aguas termales de Jesús Maríase ubican en la línea de pérdida de vapor por ebullición, lo queindica que estas aguas están sujetas a procesos de ebullición conpérdida de vapor y, por lo tanto, se produce pérdida de calor yaumento de la concentración del Cl (13 454 mg/L) en la faselíquida (por pérdida de masa, p. ej.: vapor).

Resultados de isótopos ambientales δ2H y δ18OEn la zona geotermal de Jesús María, el resultado del análisisisotópico de δ2H y δ18O (figuras 50, 51 y cuadro 12) muestra quelas aguas se localizan muy cerca de la Línea Meteórica Global(Craig, 1961) y Local (Cortecci et al., 2005), indicando que lasaguas en la zona se originan principalmente por alimentación deagua meteórica, a través de un periodo largo de circulaciónproveniente de la precipitación de agua de lluvia.


Fuente δ18O‰

δ2H ‰

Jesús María-1 -17 -127Jesús María -17 -

50

Figura 43 Diagrama binario Cl vs. B de las aguas termales de Jesús María, Tolapalca y Calasaya.

Figura 44 Geotermómetro de Na-K-Mg para las aguas termales de Jesús María, Tolapalca y Calasaya (Giggenbach,1991a).



FuenteCalcedonia

cond.Cuarzo cond.

Cuarzo adiabático

Na-K-CaNa/K

FournierNa/K

TruesdellNa/K

(Giggenbach)K/Mg

(Giggenbach)Jesús María-3 109 136 132 151 127 81 147 112Jesús María-1 114 140 135 152 126 79 146 115Tolapalca 2 99 127 124 127 113 66 134 84Jesús María 123 148 142 149 124 78 144 113Tolapalca 101 129 126 127 114 66 134 85

Figura 45 Temperaturas geoquímicas de aguas termales de las zonas geotermales de Jesús María y Tolapalca(Truesdell, 1976; Fournier, 1979; Giggenbach, 1988).

52


Figura 47 Diagrama de Na-K/Mg-Ca para las aguas termales de Jesús María, Tolapalca y Calasaya (Giggenbach &Goguel, 1989).


Figura 48 Modelo de mezcla sílice vs. entalpía para las zonas geotermales de Jesús María, Tolapalca y Calasaya.

Figura 49 Modelo de mezcla cloruro-entalpía para las zonas geotermales de Jesús María, Tolapalca y Calasaya.

54

Figura 50 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas termales de la zona geotermal de Jesús María en comparación conla Línea de Agua Meteórica Global.

Figura 51 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas termales de la zona geotermal de Jesús María en comparación conla Línea de Agua Meteórica Local.


MODELO CONCEPTUAL DE LACIRCULACIÓN DE FLUIDOS EN LA ZONAGEOTERMAL DE JESÚS MARÍAEl modelo conceptual de la zona geotermal de Jesús María semuestra en la figura 52. La zona geotérmica se localiza en elAltiplano de la cordillera de los Andes, al sur del Perú, dondeocurre volcanismo del Neógeno a Cuaternario. En la zona nose evidencia la existencia de volcanes jóvenes o de actividadreciente, lo que indicaría que la fuente de calor estaría asociadaa los materiales magmáticos situados debajo de la corteza,conjuntamente con el calor de las rocas intrusivas característicode las zonas de compresión de la corteza terrestre (zonas desubducción).

Las fallas geológicas juegan un papel importante en lapermeabilidad vertical de los sistemas geotérmicos. En la zonageotermal de Jesús María, las fallas con tendencia NO-SE yNE-SO se deducen de los lineamientos topográficos. Las fallasparecen ser las zonas permeables relacionadas con el pasode los fluidos geotérmicos.

El resultado del estudio de la composición isotópica de δ2H yδ18O, así como la elevada concentración de Cl en losmanantiales de agua, deduce que el agua geotérmica delreservorio del campo se origina principalmente de aguameteórica. La alta concentración de Cl en los manantialessuperficiales indica que el agua salina atrapada en las rocassedimentarias ha circulado en evaporitas, posiblementefavorecido por condiciones climáticas debido a la intensaevaporación que se presenta en la zona, similar a la zonageotermal de Titire-Puente Bello.

El agua meteórica se infiltra a niveles profundos desde áreasmontañosas a altitudes por encima del campo Jesús María, secalienta a más de 150 °C por el calor conductivo del cuerpomagmático y/o por rocas intrusivas. El bajo contenido de B, enlos manantiales calientes, contribuye a la hipótesis de que elfluido geotérmico es almacenado a niveles profundos, y delargo recorrido por las rocas, hasta emerger en superficie.

La salmuera atrapada en las rocas sedimentarias y el Cl disueltoestán mezclados con los fluidos geotérmicos. Los fluidos

geotérmicos ascienden verticalmente por las zonas permeablesrelacionadas con las fallas de tendencia NO-SE y NE-SO,hasta alcanzar un nivel de almacenamiento en zonaspermeables.

Los geotermómetros aplicados a las aguas de los manantialessugieren que la temperatura del reservorio alcanza los 150°C, notándose que este método para estimación de temperaturano es de alta precisión, por falta de información como la geofísicay datos de pozos perforados.

El agua caliente asciende hasta un nivel de poca profundidadalrededor de la zona geotermal de Jesús María, a lo largo delas zonas permeables relacionadas con fallas. El flujo de aguacaliente es diluido y enfriado por agua subterránea fría o aguade ríos. El agua tibia que resulta de la dilución y enfriamiento sedescarga en la superficie de la zona geotermal de Jesús María.

La estimación del área del reservorio geotérmico se ha realizadoúnicamente con información geológica y geoquímica, para teneruna mayor precisión en la estimación falta informacióngeocientífica del subsuelo, como la geofísica y datos de pozosperforados que permitan realizar una evaluación completa delrecurso geotérmico. El área del reservorio se determinaconsiderando la distribución de las zonas permeables quecontrolan el flujo geotérmico y las manifestaciones de superficie.El área mínima incluye las zonas permeables a lo largo de lasfallas con tendencia NO-SE y NE-SO, y las manifestacionestermales de la superficie del campo Jesús María. El área máximaincluye las otras fallas que suponen ser zonas permeablesrelacionadas con el paso de fluido termal.

Utilización de los recursos: El principal uso que se da a losrecursos geotermales en estas zonas es como atractivo turístico,donde las fuentes termales de las zonas de Jesús María yTolapalca son aprovechados desde el punto de vistabalneológico y recreacional, pero de una manera artesanal,usándolas naturalmente (figura 53), solo en las fuentes deIchuña se han construido pequeñas piscinas de concreto (figura54).

56

Figu

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.


Figura 53 Niños bañándose y jugando en las fuentes termales surgentes en el río San Antonio, en Jesús María.

Figura 54 Vista de las pozas termales en Ichuña.

58

ZONA GEOTERMAL DE CALACOAUbicación: La zona geotermal de Calacoa se localiza a unos 10 kmal oeste del volcán Ticsani (5408 m s. n. m.), en la cordilleraoccidental de los Andes, a una altitud de 2950-4200 m s. n. m., enla región Moquegua. La fuente de calor que se manifiesta en estazona geotermal estaría relacionada a la actividad volcánica delTicsani, cuyo sistema hidrotermal está puesto de manifiesto por laexistencia de pequeñas emanaciones de gases fumarólicos en elflanco SE del cráter, así como por la presencia de fuentes termalesalrededor del edificio volcánico (figura 55).

Las principales manifestaciones geotérmicas se encuentran en treszonas: la primera llamada Secolaque, a 3 km al NO del pueblo deCalacoa (figura 56); la segunda conocida como Putina, a 1.5 km alSO del mismo pueblo (figura 57); y la tercera, Soquesane, ubicadaa 6 km al sur del volcán Ticsani (figura 58). Las manifestacionestermales con temperaturas elevadas se encuentran en el río Putinay en algunas quebradas afluentes, con temperaturas que alcanzanlos 95 °C. Mientras que las localizadas en la zona sur del volcánpresentan temperaturas entre 25 °C a 50 °C.

En Calacoa, las mayores precipitaciones se presentan en los mesesde enero a marzo, y de abril a diciembre se tiene la época deestiaje con esporádicas precipitaciones. Las temperaturas varíanentre 1 °C y 24 ºC (Senamhi, diciembre 2009, fuente:www.senamhi.gob.pe). La flora dominante en la zona sonpastizales, íchu y, en algunos sectores cercanos al río, se siembranalfalfa y habas, entre otros cultivos de pan de llevar.

Rasgos geológicos: En Calacoa-Putina se tienen afloramientosde rocas sedimentarias, volcánicas e intrusivas. Las primerasafloran al oeste y al sur del pueblo de Calacoa, estas constituyenel basamento jurásico-cretáceo sobre el cual se han depositadolas rocas volcánicas aflorantes en la zona.

Entre las rocas sedimentarias aflorantes tenemos las calizas de laFm. Socosani (Jurásico medio), sobre estas yace el grupo Yura(Jurásico medio-Cretáceo inferior), en cuya parte inferior se tienensecuencias de areniscas intercaladas con lutitas y limoarcillitas (±750m de espesor) y en la parte superior tenemos calizas intercaladascon areniscas cuarzosas y lutitas (>400 m de espesor) (Mariño etal., 2009).

Dentro de la zona, las rocas volcánicas más antiguas que tenemosson las andesitas y dacitas de la Fm. Matalaque, la cual junto conel Gpo. Toquepala, los sedimentos clásticos continentales delPaleógeno (Fm. Pichu) e ignimbritas riolíticas del Mioceno medio(formación Huaylillas) descritos por García & Guevara (1998),constituyen el substrato sobre el cual se emplazaron las secuenciasde flujos de lava y rocas piroclásticas del volcán Ticsani (Mariño &Thouret, 2003).

El evento volcánico más importante en la zona de Calacoa es elvolcán Ticsani (figura 59), que a lo largo de toda su historia eruptivaha originado diversos depósitos volcánicos. Los más antiguos sonaglomerados andesíticos, afloramientos de este evento se puedenobservar desde el Cº Isclapasa hasta el Cº Quesquesane, endirección NW-SE (Quispesivana & Zapata, 2000).

Mariño & Thouret (2003) identificaron depósitos de avalanchas deescombros, originados por el colapso del estratovolcán antiguo,los que se emplazaron hacia el oeste, a lo largo de paleovallesconformados por los ríos Putina, Carumas y Tambo. Dichosdepósitos están constituidos por fragmentos de rocas noconsolidadas o pobremente consolidadas, intensamente fracturadase hidrotermalizadas, con fragmentos líticos angulosos asubangulosos. Sobre estos se tienen secuencias de lavas enbloques que afloran al SO del cráter más reciente, mostrando unatopografía ondulada. Se describen flujos piroclásticos de bloques ycenizas canalizados, los cuales se originaron por el colapso dedomos y son un registro de su crecimiento y destrucción. Al SO, losflujos piroclásticos poseen espesores de 4 a 12 m. Su litología eshomogénea, los bloques poseen formas angulosas a subangulosasy diámetros de hasta 45 cm, predominando los menores de 10 cm.

En las laderas de cerros y rellenando los valles, se tiene la presenciade depósitos holocénicos, como son los depósitos fluvioglaciares,compuestos por guijarros y arenas, los depósitos aluviales estáncompuestos por arenas y gravas (figura 60); los flujos de barroestán compuestos por fragmentos angulosos caóticos en matrizarenolimosa.

Regionalmente, asociados a los volcanes Ticsani y Huaynaputina,se distinguen dos sistemas de fallas y fracturas regionales: sistemade dirección andina NO-SE, NNO-SSE y ONO-ESE, y sistema endirección NNE-SSO y NE-SO; ambos afectan rocas del Oligocenoy Mioceno (figura 61). Localmente, se observan fallas activas orecientes de dirección NE-SO; el emplazamiento de materialesvolcánicos estaría relacionado a fracturas profundas de orientaciónONO-ESE, algunas reconocidas en la zona de Calacoa y SanCristóbal (Mariño, 2002), ver figura 62.

Manifestaciones geotermales: En la zona geotermal de Calacoase presentan manifestaciones geotermales, en su mayoría en elcauce del río Putina, desde la zona de Secolaque hasta el puentede San Cristobal, entre alturas de 2900 a 3400 m s. n. m., a 10 kmal NO y O del volcán Ticsani. Asimismo, se presentanmanifestaciones termales al S y SO del edificio volcánico.

En esta zona se tiene la presencia de numerosas manifestacionesgeotermales (figura 63), entre fuentes termales y de vapor. Muchasde estas fuentes descargan con gran presión en superficie lo queorigina que se formen fuentes tipo géiser (figura 64).


Figu

ra 55

Mapa

de ub

icació

n de l

a zon

a geo

terma

l de C

alaco

a.

60

Figura 56 Vapor producto de la actividad geotermal en Secolaque, río Putina.

probable que esto se deba a la fuerte presión de descarga de lasfuentes.

Aguas abajo de Secolaque, en el sector de Putina, las fuentestermales ocupan entre 200 a 300 metros del curso del río, igualmentelas fuentes surgen solo en el lecho del río y la margen derecha.Aquí, en las fuentes que surgen en depósitos aluviales, se observanprecipitados de sales y óxidos, también se tiene la presencia dealgas (figura 67).

Aparte de las manifestaciones localizadas en el río Putina se tienenfuentes termales de menor temperatura, entre los 30 ºC y 45 ºC,en los sectores de Cuchumbaya-Hierba Buena y Soquesane,esta última localizada a unos 6 km, aproximadamente, al sur delvolcán Ticsani (figura 68).

Las fuentes que registran las más altas temperaturas se encuentranen el curso del río Putina, llegando a superar los 90 ºC. Losvalores de pH indican que son aguas que van de ligeramenteácidas a neutras, mientras que los valores de conductividad eléctricavarían entre los 2.62 y 3.05 mS/cm., lo que nos indica que sonaguas poco mineralizadas.

La intensa actividad geotermal ha ocasionado diversasmanifestaciones; por ejemplo, en el sector de Secolaque las fuentesde vapor han alterado las rocas volcánicas, argilizándolas (figura65). Asimismo, la abundante descarga de agua termal ha ocasionadoque el agua del río llegue a temperaturas mayores a los 70 ºC. Lasfuentes surgen, principalmente, en fracturas y rocas volcánicas.

Las fuentes termales en este sector han ocasionado la depositaciónde sinter siliceo, el cual se encuentra formando una especie decostras en las paredes del valle en esta parte del río (figura 66), es


Características hidroquímicas:En la zona de Calacoa se presentan manifestaciones geotermalesen su mayoría en el cauce del río Putina, desde la zona deSecolaque hasta el puente de San Cristobal, entre alturas de 2900a 3400 m s. n. m., a 10 km al NO y O del volcán Ticsani. Igualmente,se presentan manifestaciones termales al S y SO de este volcán.

Las manifestaciones geotermales en Calacoa se caracterizan porpresentar temperaturas elevadas desde 50 ºC a 91 °C, así comopH que varía entre 6 a 8, y conductividad eléctrica desde 2.7 a 3.3mS/cm. Los resultados de campo y la composición química semuestran en los cuadros 13 y 14, realizando el cálculo del balanceiónico de los resultados analíticos para estas fuentes termales;presentan entre +/-1 a 2 %, los cuales son aceptables.

Clasificación de las aguas termalesSegún el diagrama ternario (Giggenbach, 1988), las aguas termalesson clasificadas sobre la base del contenido relativo de Cl, SO4 yHCO3 (figura 69), donde se muestra que las fuentes termales seagrupan dentro de las aguas cloruradas-sulfatadas; se asumeque al empezar la ebullición por despresurización, el S se particionaa la fase vapor, a diferencia del Cl que tiende a quedarse en ellíquido. Esta reacción de ebullición aumenta el pH, generandoaguas cloruradas-neutras, moviéndose por el eje SO4-Cl endirección hacia el Cl. A niveles muy profundos y presionessuficientemente elevadas, el CO2, originalmente magmático, semantiene en solución en el fluido hidrotermal profundo como CO2(aq) (Giggenbach, 1997).

Trazadores químicosEl diagrama ternario de Cl-Li-B (Giggenbach, 1991 a), ver figura70, señala el origen común para las aguas de Calacoa, con ligeropredominio de la especie cloruro seguido de B y relativamentebajo en Li; de igual forma, estas aguas se localizan cerca a la líneaCl-B y por el contenido relativo de estas especies, lo que podríaindicar que las aguas están asociadas a sistemas volcánicosmagmáticos, que evidenciaría un sistema hidrotermal joven asociadoa la actividad volcánica reciente del Ticsani, considerado como elvolcán más activo de la zona.

También se puede explicar en términos de disolución de la rocapor aguas formadas a través de la absorción de vaporesmagmáticos a elevada temperatura y presión en sistemas decirculación profunda de aguas subterráneas, asimismo estosvapores pueden contener Cl y B en proporciones, cerca a lasrocas de contacto de la corteza.

La concentración de B en las aguas geotermales de la zona deCalacoa oscila entre 18 a 21mg/L, así como la proporción atómicaB/Cl es de 0.09. En la figura 71 podemos observar que las

aguas de la zona geotermal de Calacoa se ubican dentro de laregión de rocas sedimentarias, lo que indica que estas aguasestán circulando a través de este tipo de rocas a nivelesprofundos, las cuales probablemente presentan alta porosidad ypermeabilidad con abundantes fracturas (Shigeno et al., 1993;Shigeno & Abe, 1983).

Por otro lado, se observa que la proporción química de B/Cl seencuentra con tendencia a la región de rocas volcánicas, por loque además podemos inferir que las aguas geotermales de Calacoapodrían estar también reaccionando con rocas volcánicas existentesen la zona.

GeoindicadoresEl geoindicador de Na-K-Mg (figura 72) propuesto por Giggenbach,muestra la distribución de los datos de las fuentes termales deCalacoa, donde se observa que estas aguas caen dentro de laregión de aguas inmaduras pero con tendencia a la línea deequilibrio parcial, por lo que se puede indicar que las aguas estásiendo mezcladas con las aguas del río Putina, ya que estasemergen en el cauce de este río.

Asimismo, el diagrama señala una tendencia lineal con dirección ala temperatura de equilibrio Na/K del reservorio, ya sea por dilucióno mezcla de 220 °C, pero por el alto contenido de Mg que presentanlas muestras este valor se vuelve incierto. Se puede atribuir que elincremento de Mg en las aguas estaría asociado al proceso demezcla que sufren las aguas termales con aguas superficiales y deríos con alto contenido de Mg, alterando el equilibrio agua-mineraly cambios en las concentraciones iniciales de componentesreactivos (Arnórsson et al., 2007).

El geoindicador representado en la figura 73 sugiere que las aguasgeotermales de Calacoa alcanzan el equilibrio, dentro de laformación de calcita en sistemas geotérmicos (3 K-Feldespato +CO2 + Ca2+ = moscovita + calcita + 6 sílice + 2K+), tal comportamientoimplicaría que el contenido de CO2 de las aguas es extremadamentecontrolado. Por ejemplo, podría ser por el grado de dilución primaria,contribución de CO2 por fluidos magmáticos durante la circulacióndel agua a nivel profundo.

EL geoindicador Na-K/Mg-Ca (figura 74) también nos indica quelas muestras presentan tendencia hacia la línea de equilibriocompleto agua-roca, haciendo una proyección vertical a la líneade equilibrio, el líquido fue expuesto a temperaturas elevadas entre220 °C y 240 °C.

Por lo tanto, la geotermometría química en fase líquida permiteestimar la temperatura a profundidad del recurso geotérmico deCalacoa, posiblemente supereior a los 200 °C (cuadro 15 y figura75).

62


El diagrama sílice-entalpía (figura76), propuesto por Fournier(1977), muestra que las fuentes termales de Calacoa alcanzantemperaturas de 221 °C en profundidad, las cuales fueroncalculadas por el modelo de mezcla sílice-entalpía. La diferencia,comparada con la temperatura en superficie de estas fuentes, puedeser debido a que estas se mezclan con aguas frías superficiales opor contacto con rocas frías durante su recorrido y posteriorsurgencia en superficie.


En el diagrama cloruro-entalpía, Fournier (1979b), ver figura77,se observa que la aguas termales de Calacoa se agrupan en lazona donde se produce dilución o mezcla con aguas superficiales,en este caso la dilución sería con las aguas del río Putina,produciéndose la disminución de la entalpía y la concentración decloruro, de ahí que la concentración elevada de Mg corrobora lahipótesis mostrada en relación a la figura 72.

Figura 57 Manifestaciones geotermales en el río Putina.


Figura 58 Fuente termal en Soquesane, ubicado al sur del volcán Ticsani.

Figura 59 Vista desde el suroeste del volcán Ticsani, nótese los domos sobreyaciendo a depósitos de lavas enbloques (foto de: Mariño, 1999).

64

Figura 60 Vista de depósitos aluviales en la rivera del río Putina.

Figura 61 Estructuras tectónicas asociadas a los volcanes Ticsani y Huaynaputina (Mariño & Thouret, 2003).


Figura 62 Imagen satelital donde se muestran las principales fallas y lineamientos estructurales en Calaco-Putina.

Figura 63 Localización de las principales manifestaciones geotermales en la zona geotermal de Calacoa.

66

Figura 64 Vistas de la descarga a gran presión de las fuentes en Putina, Calacoa.

Figura 65 Alteración de roca volcánica producto de la actividad geotermal.


Figura 66 Depósitos de sinter en la zona de Secolaque.

Figura 67 Fuentes termales en depósitos aluviales, nótese la presencia de precipitados de sales y óxidos alrededor deestas.

68

Figura 68 Fuente termal en la zona de Soquesane.



°CTemp.

amb.°CpH CE (µS/cm)


1 Putina I 05/07/2010 1318-052 88.00 18.00 6.71 2 700 402 Putina II 05/07/2010 1318-053 91.80 19.60 7.86 3 320 303 Putina-1 02/09/2010 1318-054 90.20 17.00 8.00 3 320 304 Putina-2 02/09/2010 1318-055 89.30 18.00 8.00 2 970 305 Secolaque 07/10/2005 1318-056 67.40 - 7.00 - -6 Cuchumbaya 08/10/2005 1318-057 51.60 - 7.00 - -7 Hierbabuena 11/11/2010 1318-058 42.10 15.70 6.84 1 840 -8 Putina 12/11/2010 1318-059 82.60 14.50 7.86 3 310 259 Secolaque 2 12/11/2010 1318-060 89.50 15.00 7.52 2 630 20

10 R. de las fuentes 11/11/2010 1318-061 31.80 15.60 6.29 690 40



Fuente CódigoLi

mg/LNa

mg/LK

mg/LCa

mg/LMg

mg/LCl

mg/LF

mg/LSO4

mg/LHCO3

mg/LB

mg/LAs

mg/LSiO2

mg/LPutina I 1318-052 3.00 552 51 71.00 7.00 635 2 366 197 18.00 3.00 179Putina II 1318-053 3.00 658 55 64.00 5.00 730 2 423 181 21.00 3.00 178Putina-1 1318-054 4.00 617 54 60.00 5.00 746 - 379 158 21.00 - 187Putina-2 1318-055 - 536 49 72.00 12.00 649 - 328 198 18.00 - 182Secolaque 1318-056 - 304 36 50.00 5.00 439 - 130 93 - - - Cuchumbaya 1318-057 - 640 54 140.00 24.00 746 - 482 219 - - - Hierbabuena 1318-058 0.46 174 12 199.30 31.12 140 2 589 231 4.60 0.50 123Putina 1318-059 2.82 491 48 68.40 8.07 626 1 330 166 17.60 2.80 184Secolaque 2 1318-060 2.48 419 46 85.80 4.69 605 1 168 216 17.10 2.70 168R. de las fuentes 1318-061 - 82 14 31.10 18.32 16 - 127 205 0.70 - 135

Figura 69 Diagrama ternario (Giggenbach, 1988): Clasificación de fuentes termales asociadas a la zona geotermal de Calacoa, deacuerdo con la composición relativa de aniones dominantes.

70

Figura 70 Composición relativa de las especies conservativas Cl-Li-B, en fuentes termales de Calacoa.

Figura 71 Diagrama binario Cl vs. B de las aguas termales de Calacoa.


Figura 72 Geotermómetro de Na-K-Mg para las aguas termales de Calacoa (Giggenbach, 1991a).


72

Figura 74 Diagrama de Na-K/Mg-Ca para las aguas termales de Calacoa (Giggenbach & Goguel, 1989).


FuenteSílice

amorfaCalcedonia

cond.Cuarzo cond.

Cuarzo adiabático

Na-K-CaNa-K-Ca Mg

corr.Na/K

FournierNa/K

TruesdellNa/K

(Giggenbach)K/Mg

(Giggenbach)Putina I 49 150 173 162 186 90 210 179 226 114Putina II 49 150 173 162 185 115 202 169 218 122Putina-1 52 154 176 164 187 116 205 173 221 122Putina-2 50 152 174 163 153 21 209 177 225 105Secolaque 142 66 232 206 246 108Cuchumbaya 141 4 203 170 219 99


Figura 75 Temperaturas geoquímicas de aguas termales de la zona geotermal de Calacoa (Truesdell, 1976; Fournier,1979; Giggenbach, 1988).

Figura 76 Modelo de mezcla sílice vs. entalpía para la zona geotermal de Calacoa.

74

Figura 77 Modelo de mezcla cloruro-entalpía para la zona geotermal de Calacoa.

Isótopos de las fuentes termalesEn la zona geotermal de Calacoa, el resultado del análisis isotópicode δ2H y δ18O (figuras 78, 79 y cuadro 15) muestra que las aguasgeotermales se localizan cerca de la Línea Meteórica Global (Craig,1961) y Local (Cortecci et al., 2005), lo que deduce que el aguageotérmica de la zona de Calacoa se origina principalmente poragua meteórica, las cuales se infiltran a través de las fallasalimentando el sistema geotermal, donde se mezcla con una menorcantidad de agua magmática.

Cuadro 15Resultados del análisis Isotópico de δ2H y δ18O

Fuente δ18O ‰

δ2H‰

Putina I -12.00 - Putina-1 -12.00 -91.0Putina -11.80 -91.0Ticsani -14.87 -113.8Hierbabuena -9.73 -66.5Secolaque 2 -11.80 -91.8R. de las fuentes -12.49 -85.4


MODELO CONCEPTUAL DE LA CIRCULACIÓNDE FLUIDOS EN LA ZONA GEOTERMAL DECALACOAEl modelo conceptual de la zona geotermal de Calacoa-Putina semuestra en la figura 80. El campo geotérmico Calacoa-Putina selocaliza en la parte occidental de la cordillera de los Andes, al surde Perú, donde existe actividad volcánica del Neógeno alCuaternario. El volcán activo Ticsani, con una altitud de 5408 m,se encuentra a 10 km al sureste del campo. El volcán Ticsani hahecho erupción explosiva en el periodo Pleistoceno a Holoceno(Lavallée et al., 2009). Con base a la existencia de dichasevidencias, se estima que la fuente energética del sistema geotérmicode Calacoa-Putina se relaciona a la actividad volcánica del Ticsanien el periodo Cuaternario.

Las zonas permeables en los sistemas geotérmicos estánregularmente asociadas a pasos de fluido geotérmico yproductividad de pozos; considerando que la estratigrafía, lasestructuras geológicas y la distribución de las manifestacionestermales en la superficie de la zona geotérmica parecen indicarque los fluidos geotérmicos están controlados por zonas permeablesrelacionadas con fallas. Las fallas geológicas juegan un papelimportante para la permeabilidad vertical de los sistemas geotérmicos.En la zona geotermal de Calacoa-Putina, las fallas con tendenciaNO-SE a ONO-ESE y NE-SO parecen ser zonas permeables quese relacionan con el paso de los fluidos geotérmicos. La falla contenencia NO-SE se asocia con el volcán Ticsani y la región demanifestaciones termales en la superficie de la zona. Según eltrabajo de Y. Lavallée y otros en el 2009, esta falla es una de lasprincipales estructuras geológicas en esta región. Se consideraque la falla con tenencia NO-SE tiene un papel importante para elascenso del fluido geotérmico.

C o n e l e s t u d i o d e l a c o m p o s i c i ó n i s o t ó p i c a d e δ2H vs. δ18O, asícomo la concentración de Cl en los manantiales de agua, se deduceque el agua geotérmica del reservorio del campo se originaprincipalmente de agua meteórica mezclada con una menor cantidadde agua magmática. La concentración relativamente alta de B y laproporción química B/Cl de 0.1, indican que las aguas del reservoriogeotérmico de este campo han circulado por rocas sedimentariasmarinas. El agua meteórica que penetra niveles profundosalrededor del Ticsani se calienta a más de 200 °C, por el calorconductivo del cuerpo magmático asociado al volcanismo delCuaternario y por el efecto de la mezcla con una pequeña cantidadde fluido magmático.

Este fluido geotérmico se cree que circula por rocas sedimentariasmarinas del Mesozoico. Los fluidos termales calientes ascienden

por la zona permeable relacionada con las fallas de tendencia NO-SE que se encuentran debajo del volcán Ticsani, y luego sealmacena en zonas permeables que se relacionan con las fallasde tendencia NO-SE, ONO-ESE y NE-SO en las rocas volcánicasy sedimentarias. Los geotermómetros aplicados a las aguasgeotermales indican que la temperatura del reservorio estaríasuperando los 200 °C .

La existencia de una capa rocosa no ha sido claramente detectadaen esta zona geotermal por falta de información geológica delsubsuelo sobre litología, zonas de alteración, pérdida de circulacióndurante perforaciones de pozos, etc. Sin embargo, existe laposibilidad de una zona impermeable o capa rocosa que serelaciona con la alteración de arcilla a poca profundidad en lasrocas volcánicas, considerando que las alteraciones de arcilla seobservan en la superficie.

El agua caliente asciende hasta un nivel somero cerca del área dela Qda. Queyento, donde se conjugan las fallas NO-SE y NE-SO.El agua caliente que asciende fluye lateralmente por las fallas. Elflujo lateral de agua caliente es diluido y enfriado por el agua fría ysomera o agua de ríos. El agua tibia que resulta de la dilución yenfriamiento se descarga en la superficie cerca de Putina.

La falta de información geocientífica del subsuelo, por ejemploestudios geofísicos y datos de perforación de pozos, no permitenhacer una estimación precisa del reservorio geotérmico para hacerla evaluación del recurso geotérmico, por el método de energíaalmacenada, el cual se estima con base al modelo conceptual delsistema geotérmico. El área del reservorio incluye la distribuciónde las zonas permeables que controlan el flujo geotérmico y lasmanifestaciones de superficie.

El área mínima del reservorio incluye las zonas permeables a lolargo de la Qda. Queyento, y las manifestaciones termales ensuperficie en Putina. El área máxima del reservorio incluye otrasfallas que se estima sean zonas permeables que permiten el pasode los fluidos geotérmicos.

Utilización de los recursos: Actualmente los recursos geotermalesen esta zona no presentan utilización alguna, las altas temperaturasy el difícil acceso a las fuentes en el río Putina hace que estas nopresenten un uso directo. Las fuentes en Soquesane son usadaspara baños por los pobladores de los alrededores. Las únicasfuentes que se aprovechan en balneología son las de Cuchumbaya,donde la municipalidad del distrito ha construido un complejo termalque es usado por los pobladores y visitantes, dicho complejo estácompuesto por pequeñas pozas individuales en las cuales surgeel agua termal y una piscina (figura 81).

76

Figura 78 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas termales de la zona geotermal de Calacoa en comparación con laLínea de Agua Meteórica Global.

Figura 79 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas termales de la zona geotermal de Calacoa en comparación con laLínea de Agua Meteórica Local.


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78

Figura 81 Complejo termal de Cuchumbaya.


ZONA GEOTERMAL DE ULLUCÁN-OMATEUbicación: Ullucán se localiza en la cordillera Occidental de losAndes, cerca al poblado de Omate, en la provincia de GeneralSánchez Cerro, departamento de Moquegua, al sur del Perú, auna altitud de 2800 m s. n. m., a 20 km aproximadamente delvolcán Huaynaputina (figura 82).

La topografía del campo consiste en un pequeño valle rodeado demontañas. Depósitos fluviales y minerales cubren el piso del vallecon rocas metamórficas expuestas en las pendientes. La mayorparte del área no está cultivada. Las manifestaciones termalesocurren en el valle del río Aguada Buena que fluye en direcciónNS, en la quebrada de Ullucán, a unos 2800 m s. n. m. (figura 83).A lo largo de 440 m del río se observan manantiales de aguastermales, depósitos de sinter y alteraciones. La máxima temperaturade las aguas termales en Ullucán es de 80 °C. Parece ser que lapermeabilidad en esta zona está fuertemente controlada por lasfallas, teniendo en cuenta que este campo está compuesto de rocadura de la edad del Proterozoico, las manifestaciones hidrotermalesse ubican solo cerca de las fallas. Se considera que las fallas detendencia ONO-ESE juegan un papel importante para el flujoascendente de agua termal a la superficie.

Un volcán activo, el Huaynaputina (4850 m), se encuentra a 20 km aleste de la zona geotermal. Erupciones de este volcán ocurrieron en1600 y 1667 (Simkin & Siebert, 1994). Tomando en cuenta laabundancia de actividad volcánica del Huaynaputina, desde elNeógeno hasta la actualidad, la fuente de calor de la actividadgeotérmica en el campo Ullucán podría estar relacionada a este volcán.

La zona de Ullucán presenta un clima seco y soleado casi todo elaño. La temporada de lluvias se produce durante los meses dediciembre hasta abril. Las temperaturas máximas llegan casi a los30 ºC mientras que las mínimas fluctúan entre los 5 °C y 10 ºC.

En los alrededores de Ullucán se tiene la presencia de pastizalesnaturales como el íchu; asimismo, en la zona de Omate se tiene lapresencia de diversos cultivos de frutales como palta, limón, lima ydamascos, entre otros (figura 84). Los pastizales en la zona deOmate permiten el desarrollo de la actividad ganadera.

Rasgos geológicos: En Ullucán se tienen rocas de diversasedades. Las rocas más antiguas que afloran son las del ComplejoBasal de la Costa, constituido principalmente por metagranodioritas;estas rocas afloran entre los cerros Huacallune y Chinca, al nortedel pueblo de Omate. El Complejo tiene contacto geológico al surcon el Gpo. Yura, una falla normal de unos 22 km de longitudaproximada (Atencio & Romero, 2000; Lipa et al., 2000).

Al sur de toda la zona de Ullucán tenemos formaciones mesozoicas:del Jurásico medio tenemos a la formación Socosani, compuesta porcalcilutitas y calcarenitas en la base, hacia el tope se tienen calizasfosilíferas intercaladas con lutitas negras; del Jurásico medio a superiortenemos a la secuencia completa del Gpo. Yura, en la base se tienenlas areniscas cuarzosas de la formación Puente, luego tenemos unaalternancia rítmica de areniscas cuarzosas y lutitas carbonosas de laFm. Cachios, pasamos finalmente hacia el tope, se tienen areniscascuarzosas intercaladas con lutitas bituminosas (formación Labra) ycalizas fosilíferas intercaladas con areniscas y lutitas (formaciónGramadal). En contacto concordante, sobre el Gpo. Yura, tenemosa las areniscas cuarzosas de la formación Huallhuani (Cretáceoinferior), el contacto entre estas se da al este del poblado de Omate,en la quebrada Chinca (Atencio & Romero, 2000).

También del Cretáceo inferior, y en discordancia erosional con laFm. Huallhuani, se tiene a la formación Matalaque, compuestaprincipalmente por andesitas, dacitas, aglomerados y brechasdacíticas (Atencio & Romero, 2000).

Cubriendo las formaciones antes descritas se tiene a las rocasvolcánicas del Neógeno, correspondiente a diversos eventos. DelMioceno tenemos a las tobas y andesitas porfiríticas del volcánicoLlallahui, estas rocas afloran en todo el sector norte y noreste deUllucán. Del Pleistoceno se tienen afloramientos de andesitasporfiríticas correspondientes al Complejo Volcánico Pastillo, dichasandesitas se encuentran rodeando los depósitos producto de laactividad del volcán Huaynaputina. Los sectores donde afloran lasandesitas van desde los cerros Choropata y Mamacocha hasta elcerro Mayoc, y se tienen afloramientos en las paredes del anfiteatrodel volcán Huaynaputina.

80

Figu

ra 82

Mapa

de ub

icació

n de l

a zon

a geo

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llucá

n-Om

ate.


Figura 83 Manifestaciones geotermales en Ullucán.

Figura 84 Vista de pastizales y zonas de cultivo en los alrededores de Ullucán.

82

Figura 85 Imagen satelital del anfiteatro del volcán Huaynaputina donde se muestran los patrones estructurales que locontrolan (Lavallée et al., 2009).

Los depósitos volcánicos más recientes corresponden al volcánHuaynaputina, el cual es monogenético emplazado en un antiguovolcán, en el que un sector colapsó producto de la desglaciación,formando un anfiteatro (Adams et al., 2001; figura 85). Formadodurante la erupción de 1600, Huaynaputina consiste en unaestructura de colapso no coherente sobrepuesta en 3 eventos,dos diques y dos domos de lava parcialmente disectados, uno delos cuales se hundió debido a la etapa tardía de disminución depresión interna del anfiteatro (Lavallée et al., 2009). El episodio Ide erupción arrojó depósitos de caída (~9 km3 de magma); unepisodio transicional II intra-pliniano produjo ~1 km3 de depósitosde flujos piroclásticos; y el tercer episodio volcánico III emitiódepósitos por ~2 km3, durante estos episodios los domos taparonlas grietas plinianas. El material juvenil producto de cada episodiotiene composición dacítica similar en gran parte y contiene losmismos ensambles minerales: plagioclasa > hornablenda > biotita

> Fe-Ti óxidos ± apatita. En las pampas de San Bernabel yHuaynaputina se han identificado flujos piroclásticos del volcánHuaynaputina cubriendo un área aproximada de 100 km2 (Atencio& Romero, 2000).

Finalmente, rellenando algunos valles y en laderas de los cerrosse han identificado algunos depósitos cuaternarios como aluvialesy fluviales, compuestos principalmente por clastos que van deangulosos a redondeados, soportados en una matriz areno-limosa.

En la zona de Ullucán se han podido identificar tres patronesestructurales principales (figura 86), el primero con dirección NO-SE que tiene dos estructuras principales: Una falla normal, la cualpone en contacto al Complejo Basal de la Costa con las formacionessedimentarias mesozoicas, esta falla cruza la zona de surgenciade fuentes termales en Ullucán, por lo que podría ser la estructuraque facilita el ascenso del agua termal a la superficie. La segunda


estructura es un lineamiento identificado en la parte norte de lazona de Ullucán, esta va desde el cerro San Bernabel hasta elcerro Apacheta. El segundo patrón tiene dirección NE-SO y afectaprincipalmente a rocas volcánicas. Un tercer patrón afectaprincipalmente a las rocas sedimentarias que afloran al sur deUllucán, tiene dirección N-S.

Manifestaciones geotermales: En Ullucán tenemos la presenciade numerosas manifestaciones geotermales (figura 87), dentro deestas se han inventariado alrededor de 15 fuentes termales, lascuales surgen en depósitos aluviales en el lecho y las riveras de laquebrada Ullucán (figura 88). Es posible que la surgencia de lasfuentes termales estén condicionadas por dos estructurasprincipales: la primera, una falla normal de rumbo E-O; y la segunda,un lineamiento de dirección N-S. Esta última parece proyectarsehasta la zona de la laguna Salinas, por lo que existe la posibilidadde que ambas zonas estén conectadas estructuralmente y la lagunapodría constituir una fuente de recarga al sistema, dado que lageoquímica indica altas concentraciones en Cl y B, siendo similaral de la laguna.

En Ullucán las temperaturas de las fuentes varían entre los 20 ºCy 80 ºC, el pH es neutro con valores entre los 6.3 y 7.8. Laconductividad eléctrica de las fuentes es alta con valores entre 10y 14 mS/cm; asimismo, hay fuentes que surgen con valores deconductividad bajos, entre 2.5 y 5 mS/cm, esto probablementeporque hay una mezcla con aguas someras y del río.

La intensa actividad hidrotermal en la zona ha originado ladepositación de óxidos y sales (figura 89) los cuales han cementadolos depósitos aluviales y fluviales en Ullucán. Igualmente, algunasfuentes surgen con bastante burbujeo, lo que sugiere la posibilidadde que tengan altas concentraciones de CO2 disuelto.

Muchas de las fuentes inventariadas surgen con bastante presióna través de pequeños orificios, lo que origina que se formen especiesde “chorros” (figura 90), esta característica peculiar de la surgenciada el nombre a la zona, la cual es “Ullucán”, cuyo significado enespañol es “meaderos”.

Características hidroquímicas: La zona geotermal de Ullucán-Omate está localizada en la quebrada del mismo nombre a 4200m. s. n. m.. Su descarga es vertida al río Aguada Buena, tambiénse observa que algunas fuentes emergen en el cauce de este río.Las temperaturas que presentan las fuentes muestreadas estánentre los 60 °C a 80 °C, así como el pH de 6.5 a 8, y unaconductividad eléctrica relativamente elevada desde 11.5 a 14.3mS/cm (cuadro 16).

En el mapa de la figura 87 se muestra que las fuentes termales deUllucán se localizan a 20 km del volcán Huaynaputina, estas fuentesse caracterizan por presentar alto contenido de B y As en su

composición química, también presentan como ion predominanteel Cl con rangos entre 2300 a 4700 mg/L, seguido del ion Na entre2000 a 2700 mg/L (cuadro 17). El balance iónico calculado paralos resultados analíticos para estas fuentes termales es de +/-3 %,el cual es aceptable.

Clasificación de las aguas termalesSegún el diagrama ternario (Giggenbach, 1988), las aguas termalesse clasificaron sobre la base del contenido relativo de lasconcentraciones de Cl, SO4 y HCO3 (figura 91); en el diagramapodemos observar que las aguas termales de Ullucán se agrupandentro de las aguas cloruradas o aguas maduras, típico de fluidosgeotérmicos provenientes de niveles profundos, en su mayoría seencuentran en sistemas de elevadas temperaturas y grandes flujosde agua con elevadas concentraciones de cloruro que sonalimentados directamente desde reservorios clorurados a nivelprofundo (Nicholson, 1993).

Trazadores químicosEn el diagrama ternario de Cl-Li-B (figura 92) podemos notar quelas aguas termales presentan una tendencia hacia la región de lasaguas que provienen de un sistema hidrotermal joven conabsorción de vapor con elevada proporción de B/Cl. De igualmodo, podríamos indicar que las altas concentraciones de boroque contienen estas aguas también podría darse por la alteraciónmeteórica de rocas volcánicas y la actividad hidrotermal del volcánHuaynaputina (Risacher, 1984), o estar relacionadas con ellixiviado meteórico y/o hidrotermal de rocas ricas en boro (Murray,1996), como son las rocas sedimentarias que afloran en la zona Sde Omate, si bien se ha constatado que la temperatura controlaprincipalmente su liberación por interacción agua-roca (Arnórsson& Andresdottir, 1995).

La concentración de B que presentan las aguas geotermales deUllucán se encuentran entre 116 a 300 mg/L siendo muy elevadas,asimismo la proporción atómica B/Cl es ligeramente elevada siendo0.18. El río Aguada Buena presenta B en su composición químicaen concentración de 99 mg/L, este río tiene su naciente en lalaguna Salinas, donde se explotan las sales de B, posiblementesea la fuente de alimentación de este elemento al río Aguada Buenay contamina las aguas termales. Por otro lado, en la figura 93podemos observar que las aguas de la zona geotermal de Ullucánse ubican en la región de las rocas sedimentarias marinas, lo queindica que las aguas del reservorio geotérmico de esta zona hancirculado por rocas sedimentarias marinas. Se considera que elfluido geotérmico en esta región pasa a través de rocassedimentarias del Mesozoico, probablemente tiene alta porosidady permeabilidad con abundantes fracturas (Shigeno et al., 1993;Shigeno & Abe 1983).

84

Figura 86 Imagen satelital donde se muestran las principales fallas y lineamientos estructurales en Ullucán.

Figura 87 Localización de las principales manifestaciones geotermales en Ullucán.


Figura 88 Fuente termal que surge en depósitos aluviales en la margen izquierda de la quebrada Ullucán.

Figura 89 Vista de óxidos y sales precipitadas en una fuente termal en Ullucán.

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Figura 90 Vista de fuentes que surgen a manera de chorros, de igual modo se observan los depósitos aluvialesconsolidados producto de la actividad hidrotermal (precipitados).



°CTemp.

amb.°CpH

CE (µS/cm)


1 Ullucán I 07/07/2010 1318-076 23.7 19.5 7.95 5 710 502 Ullucán II 07/07/2010 1318-077 75.0 20.3 6.56 13 150 -3 Ullucán III 07/07/2010 1318-078 79.5 18.4 6.81 13 900 504 Ullocán IV 07/07/2010 1318-079 62.8 17.5 5.85 11 540 -5 Ullucán V 07/07/2010 1318-080 17.3 19.5 8.31 8 010 156 Ullucán-1 06/09/2010 1318-081 74.6 20.0 7.00 13 440 507 Ullucán-2 06/09/2010 1318-082 80.0 18.0 7.00 14 330 50


Fuente CódigoLi

mg/LNa

mg/LK

mg/LCa

mg/LMg

mg/LCl

mg/LF

mg/LSO4

mg/LHCO3

mg/LB

mg/LAs

mg/LSiO2

mg/LUllucán I 1318-076 7 976 164 188 29 1 645 1 248 262 99 14 94Ullucán II 1318-077 18 2 526 429 375 54 4 612 1 372 765 261 44 190Ullucán III 1318-078 19 2 744 446 384 69 4 330 1 307 651 300 47 210Ullucán IV 1318-079 16 2 148 360 355 55 3 721 1 344 643 216 37 193Ullucán V 1318-080 10 1 210 236 294 38 2 389 1 292 396 116 21 104Ullucán-1 1318-081 2 408 431 335 52 4 466 277 622 224 172Ullucán-2 1318-082 19 2 518 461 393 62 4 721 320 734 242 191


Figura 91 Diagrama ternario (Giggenbach, 1988): Clasificación de fuentes termales asociadas a la zona geotermal deUllucán-Omate, de acuerdo con la composición relativa de aniones dominantes.

Figura 92 Composición relativa de las especies conservativas Cl-Li-B, en fuentes termales de Ullucán-Omate.

88

Figura 93 Diagrama binario Cl vs. B de las aguas termales de Ullucán.

GeoindicadoresLa evaluación de las muestras de agua en el geoindicador Na-K-Mg (figura 94) permite determinar inmediatamente que las fuentestermales de Ullucán se encuentran dentro de las aguas inmaduras.Esto se debería a que las aguas termales se están mezclando conaguas superficiales del río Aguada Buena; asimismo, se observaque las aguas se alinean y están próximas al equilibrio parcial,presentando una tendencia con dirección a la temperatura deequilibrio Na/K del reservorio, ya sea por dilución o mezcla entrelos 260 °C a 280 °C, pero por el alto contenido de Mg que presentanlas muestras este valor se vuelve incierto.

El incremento de Mg se puede atribuir al proceso de mezcla quesufren las aguas termales con aguas superficiales y de ríos conalto contenido de Mg, alterando el equilibrio agua-mineral y cambiosen las concentraciones iniciales de componentes reactivos(Arnórsson et al., 2007).

El geoindicador representado en la figura 95 sugiere que las aguastermales son ligeramente inmaduras. Las fuentes termales se ubicanmuy próximas a la línea de equilibrio, esto indica que las aguasestán siendo mezcladas con aguas inmaduras, pero conservanlas características químicas del agua madura del reservoriogeotermal.

EL geoindicador Na-K/Mg-Ca (figura 96) muestra que las aguasde Ullucán se aproximan a un contexto de disolución isoquímicade rocas de la corteza, y principalmente a la caliza, arenisca ygranito (Giggenbach, 1988); esto se correlaciona claramente conlas unidades geológicas del entorno de Ullucán (ver anexo mapageológico). Haciendo una proyección vertical a la línea de equilibriocompleto de agua-roca, el líquido está expuesto a temperaturaselevadas entre los 270 °C a 290 °C.

En conclusión, la geotermometría química en fase líquida permitióestimar la temperatura en profundidad del recurso geotérmico dela zona de Ullucán, siendo este superior a los 200 °C (cuadro 18y figura 97).


El diagrama sílice-entalpía (figura 98), propuesto por Fournier(1977), muestra que las fuentes termales de Ullucán alcanzantemperaturas de 220 °C, las cuales fueron calculadas por el modelode mezcla sílice-entalpía. La diferencia, comparada con latemperatura en superficie, puede ser debido a que estas se mezclancon agua fría superficial o por el contacto con las rocas frías durantesu recorrido y posterior afloramiento en superficie.


Figura 94 Geotermómetro de Na-K-Mg para las aguas termales de Ullucán-Omate (Giggenbach, 1991a).


90

Figura 96 Diagrama de Na-K/Mg-Ca para las aguas termales de Ullucán-Omate (Giggenbach & Goguel, 1989).


FuenteSílice

amorfaCalcedonia

cond.Cuarzo cond.

Cuarzo adiabático

Na-K-CaNa-K-Ca Mg

corr.Na/K

FournierNa/K

TruesdellNa/K

(Giggenbach)K/Mg

(Giggenbach)

Ullucán I 14 107 134 130 224 62 266 251 277 129Ullucán II 53 155 177 165 238 86 267 253 278 150Ullucán III 60 163 184 171 237 59 262 247 274 147Ullucán IV 54 156 178 166 234 72 266 251 277 144Ullucán V 19 113 140 135 234 84 282 273 292 136Ullucán-1 47 147 170 160 242 84 272 260 283 151Ullucán-2 53 155 177 165 243 78 275 263 286 150


Figura 97 Temperaturas geoquímicas de aguas termales de la zona de Ullucán-Omate (Truesdell, 1976; Fournier, 1979;Giggenbach, 1988).

Figura 98 Modelo de mezcla sílice vs. entalpía para la zona geotermal de Ullucán.

92

Figura 99 Modelo de mezcla cloruro-entalpía para la zona geotermal de Ullucán-Omate.

Figura 100 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas termales de la zona de Ullucán-Omate en comparación con la Líneade Agua Meteórica Global.


Figura 101 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas termales de la zona de Ullucán-Omate en comparación con laLínea de Agua Meteórica Local.


En el diagrama cloruro-entalpía, propuesto por Fournier (1979b)-figura 99-, se observa que las aguas presentan una tendenciahacia la línea de pérdida de vapor por ebullición, produciéndosepérdida de calor y el incremento de la concentración de Cl en faselíquida, asociado posiblemente a la baja masa de agua residual (oconcentración por evaporación).

Isótopos ambientales δ2H y δ18OEn la zona geotermal de Ullucán, el resultado del análisis isotópicode δ2H y δ18O (figuras 100, 101 y cuadro 19) muestra que lasaguas geotermales se alejan de la Línea Meteórica Global (Craig,1961) y Local (Cortecci et al., 2005), con tendencia hacia la líneade las aguas andesíticas, pero estarían mezclándose con aguameteórica, a través de un periodo largo de circulación por laprecipitación del agua de lluvia o asociado a las aguas del ríoAguada Buena.


Fuente δ18O ‰ δ2H ‰Ullucán II -8.79 -Ullucán-2 -8.00 -71

94

MODELO CONCEPTUAL DE LA CIRCULACIÓNDE FLUIDOS EN LA ZONA GEOTERMAL DEULLUCÁNEl modelo conceptual de la zona geotermal de Ullucán se muestraen la figura 102. La zona geotérmica de Ullucán se localiza en laparte occidental de la cordillera de los Andes, al sur del Perú,donde ocurre volcanismo Neógeno a Cuaternario. Hay algunosvolcanes cerca de la zona geotérmica, tales como Pichu Pichu,Ubinas, Huaynaputina y cerro el Volcán. El volcán activoHuaynaputina con una altitud de 4850 m s. n. m. se localiza a 20km al este de la zona geotermal de Ullucán.

El volcán Huaynaputina tuvo erupciones que ocurrieron entre1600 al 1667, según Simkin & Siebert, 1994. El análisis de laerupción y el estudio petrográfico y geoquímico de la erupción de1600 indican que existe una cámara magmática de gran volumendebajo del Huaynaputina según Lavallée y otros, 2009. Estasevidencias indicarían que el sistema geotérmico de la zona deUllucán se relaciona con actividad volcánica del Cuaternario cercadel campo, por ejemplo asociado al volcán Huaynaputina.

Las zonas permeables en los sistemas geotérmicos estánregularmente asociadas a paso de fluido geotérmico y productividadde pozos. Considerando la estratigrafía, las estructuras geológicasy la distribución de las manifestaciones termales en la superficie delcampo, todo parece indicar que los fluidos geotérmicos estáncontrolados por zonas permeables relacionadas con fallas. Lasfallas geológicas juegan un papel importante para la permeabilidadvertical de los sistemas geotérmicos.

La zona geotermal de Ullucán se caracteriza por la presencia defallas con tendencia ONO-ESE. Así como por la presencia delmaterial mineralizado del Proterozoico la cual está en contacto conla falla y rocas sedimentarias del Jurasico. Las fallas de tendenciaN-S y NE-SO también se infieren alrededor de esta zonageotérmica. Todas las fallas parecen ser zonas permeables parael paso de los fluidos geotérmicos.

Con el estudio de la composición isotópica de δ2H y δ18O, así comola concentración de Cl en los manantiales de agua, se deduce queel agua geotérmica del reservorio del campo se origina de lamezcla de agua meteórica con una menor cantidad de aguamagmática. La concentración relativamente alta de B y la proporciónquímica de B/Cl de 0.18 indican que las aguas del reservoriogeotérmico de este campo circulan por rocas sedimentarias marinas.Se considera que el fluido geotérmico en esta región pasa a travésde rocas sedimentarias del Mesozoico.

El agua meteórica se infiltra a niveles profundos desde las áreasmontañosas a altitudes por encima de la zona geotermal de Ullucán,

el mismo que se calienta a más de 180 °C por el calor conductivodel cuerpo magmático que se relaciona con el volcanismo delCuaternario y por el efecto de la mezcla con una pequeña cantidadde fluido magmático. El fluido geotérmico se cree que circula enrocas sedimentarias marinas del Mesozoico. El fluido geotérmicoasciende por las zonas permeables relacionadas con las fallas detendencia ONO-ESE, N-S y NE-SO, y se almacena en las zonaspermeables de rocas metamórficas.

Los geotermómetros aplicados a las aguas de los manantialessugieren que la temperatura del reservorio se estima entre los 180°C y 240 °C, llegando hasta un máximo de 280 °C. El aguacaliente asciende hasta niveles de poca profundidad alrededor dela zona geotermal de Ullucán, a lo largo de las zonas permeablesrelacionadas con las fallas. El flujo lateral de agua caliente esdiluido y enfriado por agua fría y somera o agua de ríos. El aguatibia que resulta de la dilución y enfriamiento se descarga en lasuperficie de la zona geotermal de Ullucán.

La estimación del área del reservorio geotérmico se consideraque no es de gran precisión, por la falta de información geocientíficadel subsuelo, como geofísica y datos de pozos perforados quepermitirían hacer una completa evaluación del recurso geotérmico.Las estimaciones de energía en el reservorio se basan en elmodelo conceptual construido, usando el método de energíaalmacenada. El área del reservorio se determina considerando ladistribución de las zonas permeables que controlan el flujogeotérmico y las manifestaciones de superficie. El área mínimaincluye las zonas permeables y las manifestaciones termales de lasuperficie en el campo Ullucán.

Utilización de los recursos: La municipalidad distrital de Omateha decidido construir un complejo termal en la zona de Ullucán(figura 103), esta es la única actividad que se basa en la utilizaciónde los recursos geotermales en la zona.

En el complejo termal se ha construido una piscina en el mismolecho de la quebrada Ullucán (figura 104), la construcción hacontemplado una apariencia rústica que combina con el entornonatural de las fuentes, pero creemos que la ubicación de esta noes la correcta, puesto que en épocas de crecida de la quebrada,toda la infraestructura podría quedar destruida. Asimismo, lamunicipalidad no contempló hacer estudios geoquímicos de lasfuentes termales para definir si su composición química es laadecuada para el uso recreacional que se le viene dando.

Dada la forma peculiar de las surgencias de las fuentes termales,estas constituyen un importante atractivo turístico en la zona, por loque las autoridades locales deben contribuir a su conocimientotomando como base estudios técnicos que permitan conocer yconservar tan importante recurso.


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Figura 103 Vista del complejo termal (en construcción) en Ullucán.

Figura 104 Poza termal construida en la quebrada de Ullucán.


ZONA GEOTERMAL DE UBINASUbicación: Esta zona se ubica en la provincia de General SánchezCerro, en el departamento de Moquegua, también abarca partedel departamento de Arequipa, en el sector de la laguna Salinaspróximo a las inmediaciones del volcán Ubinas (figura 105). Lazona geotermal cubre un área aproximada de 1925 km2, dondese han identificado numerosas manifestaciones geotermales,identificadas principalmente en los sectores de la laguna Salinas,Ubinas y Yunga (figura 106). La presencia del volcán Ubinas,considerado como el más activo del Perú, es muy importante enesta zona por su actividad visible a través de emisiones fumarólicas,que surgen desde el fondo del actual cráter. En el área de estudiose ubican los poblados de Ubinas ?localizado a solo 6 km al SE delcráter del volcán Ubinas? Yalahua, Eschaje y Yunga, cerca a lasriveras del río Tambo (figura 107).

Las manifestaciones en esta zona están comprendidas entre los3000 y los 4500 m s. n. m., asimismo en toda la zona predomina untopografía abrupta con valles escarpados y profundos formadospor la erosión de las rocas aflorantes.

Clima e hidrología: El clima en la zona varía con la altitud, lo cualhace que exista un cambio o contraste de climas bien diferenciadosrespecto al volcán; por ejemplo, al este del volcán Ubinas discurreel río Tambo, uno de los más importantes del sur peruano, dondelos valles formados por este presentan un clima un poco máscálido que el de las partes altas.

A altitudes entre los 4600 a 5570 m. s. n. m., donde se encuentra laparte alta y media del cono volcánico, se observa un clima frígido. Elaire de esta región es seco y poco denso. En esta zona se tienenprecipitaciones en los meses de enero a marzo con máximasregistradas hasta los 14 mm (Senamhi, marzo 2009, fuente:www.senamhi.gob.pe), durante el año se registran temperaturasmáximas superiores a los 25 ºC y mínimas bajo los 0 ºC, debido a losfuertes y fríos vientos que existen, como en la zona de laguna Salinasdonde el clima es predominantemente frígido.

Los parámetros o magnitudes de los cambios climáticos estánvinculados con el paso de las estaciones. También a estos sesuman la baja presión atmosférica y la sequía, lo cual hace que elclima se torne inconveniente para la vida de las plantas.

Hacia los niveles de 3800 a 4600 m. s. n. m. se encuentra lasuperficie puna, caracterizada por las pampas de Para y la cabecerade los valles de Para y Ubinas. En esta zona la temperatura del díarara vez sobrepasa los 18 °C (estación de verano), las aguas delos manantiales y riachuelos se congelan superficialmente, formandocapas de hielo. Este sector es un tanto difícil para la vida delhombre, de los animales y de las plantas, pero se ve la presenciade vegetación predominante como el íchu, yareta y zonas debofedales como en la zona de Para.

Hacia los niveles de 2800 a 3800 m. s. n. m., donde se encuentrael valle de Ubinas, el clima es templado y seco durante la mayorparte del año (mayo-noviembre). Es por esto que se handesarrollado actividades agrícolas locales, donde se cultivandiversos productos como maíz, trigo, cebada, papa y alfalfa, entreotros (figura 108). En esta zona a veces se dan heladas queafectan seriamente estos cultivos (junio-julio) y durante los mesesde diciembre a marzo se producen abundantes lluvias, queconsecuentemente producen derrumbes y deslizamientos en losterrenos poco consolidados. También hay presencia de fauna,donde predomina el pastoreo de animales como llamas o alpacas,y en las zonas de valles algunas ovejas y vacas.

En cuanto a la hidrología, las características litológicas y estructuralesdel volcán Ubinas y de los diversos depósitos volcánicos asociadosa él, dieron lugar a la formación de dos cuencas ubicadas al SE delUbinas, por cuyos cauces drenan los ríos Para y Ubinas que seunen en la zona de San Miguel. Posteriormente, estos ríos drenansus aguas al río Tambo del cual son tributarios. Estos dos ríosreciben aportes de quebradas pequeñas que durante las épocasde invierno transportan mayor volumen de agua.

En su conjunto pertenecen a la vertiente hidrográfica del océanoPacífico. Los ríos Para y Ubinas se caracterizan por transportaragua durante todo el año, incrementando cada unoconsiderablemente su caudal hasta 12 m3/s durante el invierno(diciembre-marzo) y disminuyendo hasta 2 m3/s en los meses deverano (abril-noviembre). La alimentación de sus aguas es deorigen glaciar, nieve y precipitación pluvial, las cuales al fusionarseson transportadas por percolación y por medio de escorrentíasuperficial hacia las partes bajas. Ocasionalmente en los meses dediciembre a abril, los flancos norte y NE del volcán Ubinas alimentancon sus deshielos a la pequeña laguna de Piscococha (Rivera etal., 2008).

Rasgos geológicos: En Ubinas predominan los afloramientosde rocas volcánicas, teniendo también la presencia de rocassedimentarias e intrusivas, en menor proporción se han identificadonumerosos depósitos plio-holocénicos.

Al norte de la laguna Salinas se tienen afloramientos muy restringidosde areniscas, intercaladas con calizas y lutitas de las formacionesLabra y Gramadal (Jurásico superior). Asimismo, en este sector,como en Yunga, se tienen afloramientos de areniscas cuarzosaspertenecientes a la formación Huallhuani, Cretáceo inferior (figura109). Sobreyaciendo a esta formación en discordancia erosionalse tienen afloramientos de andesitas porfiríticas, aglomerados ybrechas pertenecientes a la formación volcánica Matalaque, loscuales se encuentran localizados principalmente en el curso del ríoTambo, entre los sectores de Huarina, Matalaque y Yanocoto,(Quispesivana & Zapata, 2000; Lipa, et al., 2000).

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Figura 106 Mapa de ubicación del volcán Ubinas y poblados aledaños al volcán.

Figura 107 Vista de la laguna Salinas, al fondo nótese el flanco este del volcán Ubinas. Foto tomada desde el sector depampa Escareoc.

100

Figura 108 Vista de cultivos en la zona de Ubinas.

Figura 109 Vista del flanco derecho de un anticlinal erosionado en areniscas cuarzosas de la Fm. Huallhuani. Asimismo,nótese la actividad hidrotermal manifestada a través de fuentes termales y depositación de sinter.


En el sector de Yunga, en las nacientes del río Yarihuaya se tienenafloramientos de conglomerados rojos con clastos de calizas ycuarcitas, los cuales corresponden al grupo Puno del Paleoceno.Sobre este grupo, en la parte este de la zona se tienen afloramientosde areniscas intercaladas con lutitas y limos correspondientes algrupo Maure.

Sobre este basamento cretáceo se han depositado numerosassecuencias volcánicas correspondientes a diversos eventosocurridos entre el Mioceno y Holoceno. Al norte, se tienen losestratovolcanes Condori y Aldabas; el primero, conformado porun domo dacítico y depósitos de brechas monolíticas, traquiandesitasy andesitas porfiríticas; el segundo, compuesto por depósitos debrechas monolíticas, traquiandesitas y andesitas porfiríticas; ambosse desarrollaron entre el Mioceno y el Pleistoceno inferior. Tambiénal norte se tiene el estratovolcán Tusuna, del Plioceno inferior,cuyos depósitos están conformados principalmente por lavasporfiríticas.

Al sur se observan dos estratovolcanes: el Pucasaya-Bongarane,del Pleistoceno inferior, conformado por depósitos de lavas ybrechas; y el Tacune-Huayruntune, del Plioceno superior aPleistoceno superior, conformado por traquiandesitas, andesitasporfiríticas y brechas. Igualmente, al suroeste de la zona se tienendepósitos del evento volcánico Pichu Pichu, compuestoprincipalmente por andesitas porfiríticas.

Dentro de la zona, el volcán más importante y el de recienteactividad es el Ubinas (figura 110), ha tenido 23 episodios de altaactividad fumarólica y emisiones de cenizas registradas desde elsiglo XVI. El estudio estratigráfico efectuado en base a datos decampo, interpretación de imágenes de satélite SPOT y datacionesradiométricas Ar-Ar y 14C, muestra una evolución de dos periodos(Thouret et al., 2002):

(1) "Ubinas antiguo" (Pleistoceno inferior-medio) durante el cualse depositaron flujos de lava andesíticos inyectados desde la cámaramagmática superficial. Posteriormente se dio una etapa intermedia,en la cual se destruyó una parte del volcán debido a una actividadsísmica, tectónica y/o erupción explosiva de poco volumen,generando la depositación de avalanchas de escombros de 2.8km3, distribuidas al pie del flanco sur. En una fase intermedia sedepositó una secuencia de flujo de pómez y cenizas de 1.8 km3,que yace al sur del volcán, a ambas márgenes del valle de Ubinas,ligada a un probable colapso de caldera.

(2) "Ubinas moderno", dividido en dos etapas: "Cono de la Cumbre",en el cual se emplazaron flujos de lavas andesíticos y dacíticos quedatan de ca. 400 ± 17 ka que forman el cono superior del volcán,emitidos durante una actividad efusiva, ligada a realimentaciones yeyecciones de magmas; posteriormente, ca. 251 ± 10 ka ocurrió el

emplazamiento de un domo andesítico situado en el flanco sur delvolcán que depositó flujos de bloques y cenizas al sur del volcán.Y la etapa "Caldera de la Cumbre", producida durante el Tardiglaciary el Holoceno. Durante esta última etapa, hace ca. 14 000 y 7480años ocurrió la formación de la caldera de explosión actual, productode variados episodios explosivos, entre ellos dos episodiosplinianos, ligados a realimentaciones y emisiones de magmasdiferenciados. Los depósitos pertenecientes a esta última etapaeruptiva presentan una variada composición petrográfica,distinguiéndose desde andesitas basálticas a riolitas que evidencianprocesos de cristalización fraccionada y mezcla magmática.

Finalmente, se tienen depósitos plio-holocénicos, en la zona delaguna Salinas se tienen depósitos lagunares que contienenconcentraciones elevadas de boro (figura 111), explotados paraextraer el boro de estos. Rellenando laderas y valles se tienendepósitos holocénicos como aluviales y fluviales.

En la zona de Ubinas se han identificado numerosos centrosvolcánicos antiguos como el Pucasaya-Bongarane, Tacune-Huayruntune, Aldabas, Tusuna o Condori, muchos de ellos deformas circulares y alineadas con rumbo andino. El volcán Ubinasse sitúa en la margen NO de una depresión elongada NNO-SSE.En toda la zona se han identificado lineamientos estructurales condirección predominante NO-SE (figura 112), estas estructurascontrolan en algunos casos el curso de los ríos como el valle del ríoTambo en la zona de Yunga, también controlan la surgencia dealgunas manifestaciones geotermales identificadas en la zona. Estasestructuras afectan principalmente a rocas volcánicas.

En la zona de Yunga, donde se tienen numerosos afloramientosde rocas sedimentarias, se puede observar una serie de pliegues,anticlinales y sinclinales, principalmente en areniscas.

Manifestaciones geotermales: En la zona de Ubinas se hanidentificado numerosas manifestaciones geotermales (figura 113),las cuales se localizan en el sector de Yunga, donde se tienen a lasfuentes de Eschaje y Baños de Cura, también tenemos fuentestermales en Lucco. En el sector de laguna Salinas se tienen lasfuentes de Mariposa y Lojen. Asimismo, al sureste del volcán Ubinashay manifestación termal en el sector de Huarina, a 6 km del cráter,de parte del cono volcánico emergen fuentes de agua termal,denominadas “Ubinas termal”.

En este sector NO-SE se registran temperaturas no muy altas, losrangos van entre los 20 ºC (Lojen) y 35 ºC (Huarina). Pero setienen valores de conductividad eléctrica ligeramente elevadosentre 12.59 y 13.00 mS/cm en las fuentes de Baños de Cura yLucco. Las fuentes presentan un pH neutro con valores entre los6.21 y 7.38, con excepción de las ubicadas en Lojen dondepresentan valores de pH ácidos llegando a medir 3.68.

102

La mayoría de fuentes, debido a su baja temperatura, no hagenerado mucha actividad hidrotermal en superficie, no se tienendepósitos de sinter extensos o precipitados, ni rocas fuertementealteradas; la única zona en la que se han identificado depósitos desinter es en Yunga, en la rivera izquierda del río Yarihuaya (figura114). De igual modo, en este sector las fuentes son de bajo caudaly difusas, lo que origina que surjan en superficie con temperaturasinferiores a los 20 ºC, las que presentan mayor caudal han sidocubiertas por el río.

En Lojen, las fuentes son las más acidas de esta zona, se tienendos fuentes en forma de pozas de gran diámetro (mayor a los 5 m)y una que surge a manera de domo o volcancito (figura115), lacual surge en depósitos cuaternarios, de unos 8 m de diámetro y2 m de alto, en la cima se nota la surgencia de agua a través deuna salida de 1 m de diámetro aproximado.

En los alrededores de estas fuentes se tienen algas rojas yprecipitados de óxidos. Debido al pH bajo de sus aguas, estas hanido dañando el bofedal existente en los alrededores de la zona.

Características hidroquímicas: La mayoría de las fuentestermales están localizadas en el distrito de Ubinas, en un radio de20 a 25 km del volcán Ubinas, las fuentes más lejanas se hallan a25 km, al ENE, SE y al O de este volcán (figura 113).

Estas aguas termales en su mayoría son del tipo cloruradas ysulfato-cloruradas, las cuales emergen en la cuenca del río Tambo,posiblemente están influenciadas por el sistema hidrotermal delvolcán Ubinas (Cruz et. al., 2010), considerado como el volcánmás activo del Perú por su reciente actividad en el 2006.

Las fuentes termales presentan temperaturas entre los 31 °C a 50°C, el pH es de 6 a 7 y la conductividad eléctrica es relativamenteelevada desde 2.94 a 13 mS/cm, en su composición química seobserva que las fuentes localizadas cerca al volcán Ubinas tienencomo elemento predominante el sulfato y las más alejadas el ioncloruro, este último desde 588 a 4700 mg/L, seguido del sodioentre 420 a 3500 mg/L (cuadros 20 y 21). El balance iónico de losresultados analíticos de estas fuentes es de +/-2 a +/-3 %, loscuales son aceptables.

Clasificación de las aguas termalesSegún el diagrama ternario (Giggenbach, 1988), ver figura 116,las aguas en la zona de Ubinas están localizadas en la parte NEdel volcán (Eschaje, Baños del Cura y Lucco) y se agrupan dentrode las aguas cloruradas o aguas maduras, posiblementerelacionadas a un reservorio profundo asociado al volcán Ubinaso a un sistema hidrotermal regional.

También notamos que la fuente termal de Candagua, localizada alSE del volcán, presenta una tendencia al tipo de aguas volcánicas

y que en el caso de las aguas de la laguna Salinas se ubican en eltipo de aguas calentadas por vapor, con tendencia al tipo de aguasulfatada.

Trazadores químicosDe acuerdo al diagrama ternario de Cl, Li y B, con campos definidospor Giggenbach & Goguel (1989), ver figura 117, las aguastermales ubicadas al NE del volcán Ubinas (Lucco, Eschaje yBaños del Cura) tienen un origen marcado, provienen de unsistema hidrotermal viejo, debido al bajo contenido de B y Li, lo quepuede indicar que los fluidos vienen desde la roca vieja delbasamento más que de los sedimentos subyacentes.

Mientras que para el caso de las fuentes de Candagua y lagunaSalinas, localizadas cerca a la línea Cl-B, la asociación es a unsistema volcánico-magmático con sistema hidrotermal jovenrelacionado al volcán Ubinas.

Las aguas de la zona NE del volcán Ubinas también se caracterizanpor presentar B (19 a 33 mg/L) en su composición química, laproporción atómica B/Cl es de 0.03 para las fuentes Baños Lloque,Puente Hujo, fuente de Lucco y Baños del Cura localizadas al NE;para el caso de las fuentes localizadas al SE (Candagua y lagunaSalinas) es de 0.1. En la figura 118, podemos observar que lasaguas de la zona Candagua y laguna Salinas estaríanreaccionando con rocas sedimentarias marinas del Cretáceo aniveles profundos, las cuales probablemente tienen alta porosidady permeabilidad con abundantes fracturas (Shigeno et al., 1993;Shigeno & Abe 1983). Mientras que las fuentes de Baños delCura, Eschaje y Lucco estarían reaccionando con rocas volcánicas,ya que en la zona se observan en gran cantidad afloramientos deeste tipo de rocas.

GeoindicadoresEl geoindicador de Na-K-Mg propuesto por Giggenbach (figura119) muestra que las aguas termales localizadas al NE del volcánUbinas alcanzan el equilibrio parcial, mientras que las fuentestermales de Candagua y laguna Salinas son aguas inmaduras. Enambos casos podemos indicar que las aguas están siendo afectadaspor la mezcla con aguas superficiales posiblemente provenientesde ríos.

Además, el diagrama señala una tendencia lineal hacia latemperatura de equilibrio Na/K del reservorio, ya sea por dilucióno mezcla entre los 160 °C y 200 °C.

El geoindicador K-Mg-Na basado en el geotermómetro K/Mg y elgeobarómetro de CO2 (Giggenbach, & Goguel, 1989),representado en la figura 120, muestra que las aguas termales deUbinas se ubican cerca a la línea de equilibrio y al área de formaciónde calcita en sistemas geotérmicos (3 K-Feldespato + CO2 + Ca2+


= moscovita + calcita + 6 sílice + 2K+), con excepción de las fuentesde Candagua y laguna Salinas que se encuentran cercanas a lalínea de equilibrio, siendo un valor incierto por el elevado contenidode Mg.

EL geoindicador Na-K/Mg-Ca (figura 121) también nos muestraque las aguas presentan tendencia a la línea de equilibrio completoagua-roca, haciendo una proyección vertical a la línea de equilibrio,el líquido fue expuesto a temperaturas entre los 180 °C y 200 °C.

La geotermometría química en fase líquida estima que la temperaturaa profundidad del recurso geotérmico en la zona de Ubinas nosupera los 200 °C (cuadro 22 y figura 122). Por lo cual, se consideraque los sistemas geotérmicos aquí son de entalpía baja a media.


El diagrama de modelo de mezcla sílice-entalpía (figura 123),propuesto por Fournier (1977), muestra que las fuentes termalesde Ubinas se agrupan muy cerca y encima de la línea de solubilidadde cuarzo. Esto quiere decir que estas muestras no pueden serapropiadas para la estimación de la temperatura del reservorio,sin embargo, podemos inferir que las temperaturas del reservorioestarían por debajo de 150 °C, lo cual indica que la mayor partelas aguas calientes se están mezclando con aguas provenientesde un reservorio frío (Cruz et al., 2010).

Figura 110 Vista del flanco suroeste del volcán Ubinas.

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Figura 111 Vista de los depósitos de boro en laguna Salinas.

Figura 112 Imagen satelital donde se muestran las principales fallas y lineamientos estructurales en Ubinas.


Figura 113 Localización de las principales manifestaciones geotermales en Ubinas.

Figura 114 Depósitos de sinter en la zona de Yunga.

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Figura 115 Fuente que surge a manera de volcancito en Lojen.



°CTemp.

amb. °CpH

CE (µS/cm)


1 Eschaje I 09/07/2010 1318-094 35.1 16.8 6.07 10 850 202 Eschaje II 09/07/2010 1318-095 34.1 19.2 7.05 10 300 203 Baños del Cura 09/07/2010 1318-096 31.3 21.8 6.40 12 440 304 Candagua 10/07/2010 1318-097 50.0 21.7 6.86 2 940 105 Laguna Salinas 10/07/2010 1318-098 14.3 9.3 8.72 1 053 -6 Lucco 11/07/2010 1318-099 41.3 20.0 7.00 13 000 30


Fuente CódigoLi

mg/LNa

mg/LK

mg/LCa

mg/LMg

mg/LCl

mg/LF

mg/LSO4

mg/LHCO3

mg/LB

mg/LSiO2

mg/LEschaje I 1318-094 6 2 108 129 178 28 3 257 2 187 1 105 31 29 Eschaje II 1318-095 5 2 081 131 186 25 3 013 2 307 916 29 34 Baños del Cura 1318-096 3 2 399 129 244 29 3 916 1 257 740 19 34 Candagua 1318-097 2 420 21 197 9 588 2 548 170 24 88 Laguna Salinas 1318-098 - 56 22 123 34 36 417 89 1 53 Lucco 1318-099 10 3 502 120 539 57 4 710 1 165 336


Figura 116 Diagrama ternario (Giggenbach, 1988): Clasificación de fuentes termales asociadas a la zona geotermal deUbinas, de acuerdo con la composición relativa de aniones dominantes.

Figura 117 Composición relativa de las especies conservativas Cl-Li-B, en fuentes termales de Ubinas.

108

Figura 118 Diagrama binario Cl vs. B de las aguas termales de Ubinas.

Figura 119 Geotermómetro de Na-K-Mg para las aguas termales de Ubinas (Giggenbach, 1991a).



Figura 121 Diagrama de Na-K/Mg-Ca para las aguas termales de Ubinas (Giggenbach & Goguel, 1989).

110


FuenteCalcedonia

cond.Cuarzo cond.

Calcedonia adiabático

Na-K-CaNa-K-Ca Mg

corr.Na/K

FournierNa/K

TruesdellNa/K

(Giggenbach)K/Mg

(Giggenbach)

Eschaje I 46.78 79 82 180 38 178 140 196 122Eschaje II 53.17 85 87 181 53 180 143 198 123Baños del Cura 53.93 85 88 172 59 169 129 187 121Candagua 102.82 130 127 89 88 164 123 182 86Lucco 150 50 140 95 159 109

Figura 122 Temperaturas geoquímicas de aguas termales de la zona geotermal de Ubinas (Truesdell, 1976; Fournier,1979; Giggenbach, 1988).


Figura 123 Modelo de mezcla sílice vs. entalpía para la zona geotermal de Ubinas.


En el diagrama cloruro-entalpía, Fournier (1979b), ver figura124,se observa que las aguas termales localizadas al NE del volcánUbinas posiblemente pierden vapor por ebullición en profundidaddurante su ascenso a la superficie o puede ser que el fluido pierdeel calor por el contacto con las rocas frías circundantes, las cualesinfluyen en la disminución de la entalpía, pero la concentración decloruro permanece constante (Nicholson K., 1993).

Para el caso de las aguas de Candagua y laguna Salinas seobserva que se ubican en la región donde se produce mezcla odilución con aguas frías, de ahí que la concentración de cloro searelativamente baja.

MODELO CONCEPTUAL DE LA CIRCULACIÓNDE LOS FLUIDOS EN LA ZONA GEOTERMAL DEUBINASEl modelo conceptual de la zona geotermal de Ubinas se muestra enla figura 125. El campo geotérmico de Ubinas se localiza en la parteoccidental de la cordillera de los Andes, al sur de Perú, donde existeactividad volcánica del Pleistoceno medio al Cuaternario. El volcánactivo Ubinas, con una altitud de 5570 m s. n. m., está localizadodentro del radio donde se encuentran las manifestaciones

geotérmicas. La mayoría de las manifestaciones geotermalesasociadas al sistema del volcán Ubinas se localizan en un radio de20 a 25 km, existiendo solo una fuente sobre el cono volcánico, enel flanco sureste, denominado “Ubinas termal”. Las fuentes máslejanas se hallan a 25 km, al ENE, SE y al O de volcán (figura 113).

El volcán Ubinas ha hecho erupción explosiva desde el periodoPleistoceno al Holoceno (Lavallée et al., 2009). Teniendo comobase la existencia de dichas evidencias, se estima que la fuenteenergética de los posibles sistemas geotérmicos existentes en lazona se relaciona a la actividad volcánica del Ubinas en el periodoCuaternario. Este volcán tuvo erupciones que ocurrieron desde1550, según los trabajos efectuados por Rivera (1998), y deacuerdo a los datos obtenidos de los catálogos "Volcanoes of theworld" (Simkin & Siebert, 1994) y "The active volcanoes of Peru"(Hantke & Parodi, 1966). El Ubinas presentó 24 eventos volcánicos,referidos a altas emisiones de gases y cenizas durante cinco sigloshasta la actualidad. El análisis de la erupción y el estudio petrográficoy geoquímico de las erupciones del Ubinas indican la existencia deuna cámara magmática de gran volumen debajo de este volcán(Lavallée et al., 2009). Estas evidencias indicarían que el sistemageotérmico de la zona de Ubinas se relaciona con la actividadvolcánica del Cuaternario.

112

Las zonas permeables en los sistemas geotérmicos estánregularmente asociadas a paso de fluido geotérmico y productividadde pozos. Considerando la estratigrafía, las estructuras geológicasy la distribución de las manifestaciones termales en la superficie delcampo, todo parece indicar que los fluidos geotérmicos estáncontrolados por zonas permeables relacionadas con fallas. Lasfallas geológicas juegan un papel importante para la permeabilidadvertical de los sistemas geotérmicos. La zona geotermal de Ubinasse caracteriza por la presencia de fallas predominantes N 28° Oque prosiguen la dirección del río Tambo, asociadas a fracturas N24° O y N 30° O que se prolongan al N-E y O del volcán. Hayfracturas con rumbo N 64° O al sur del Ubinas que afectan rocasde la formación Matalaque y rocas intrusivas del Terciario superior-Cretáceo inferior. Igualmente, la existencia de la falla con rumbo N42° O se evidencia dentro del valle de Ubinas. Esta fractura seprolonga desde la confluencia de los ríos Ubinas y Tambo hasta laparte baja del volcán Ubinas (flanco sur).

Sobre la base de los resultados químicos de las fuentes termales,así como la concentración de Cl en los manantiales de agua, sededuce que el agua geotérmica del reservorio del campo se originapor la mezcla de agua meteórica con una menor cantidad de aguamagmática. Además se dan dos tipos de mezcla: 1) una “mezcla anivel regional” que corresponde a las fuentes cloruradas y 2) una“mezcla local” que corresponde a las demás fuentes.

Asimismo, la mezcla entre el miembro de componentes de los fluidosvolcánicos y el agua meteórica estaría facilitada principalmente porla falla regional NO-SE. También podría indicar que en el procesode mezcla de las aguas en estudio, en un radio de 20 a 25 km,intervienen tres componentes: 1) un reservorio clorurado profundo,2) un componente de agua meteórica fría y 3) un componente conaporte de fluidos volcánicos.

Por otro lado, la concentración relativamente alta de B y la proporciónquímica de B/Cl es de 0.03 para las fuentes Baños Lloque, PuenteHujo, fuente de Lucco y Baños del Cura, son las que se encuentranal NE, y para el caso de las fuentes localizadas al SE (Candaguay laguna Salinas) es de 0.1. Lo que indica que las aguas delreservorio geotérmico de este campo circulan por rocassedimentarias y volcánicas.

El agua meteórica se infiltra a niveles profundos en áreasmontañosas, a altitudes por encima de las áreas geotermales de

Ubinas, la cual se calienta a más de 180 °C por el calor conductivodel cuerpo magmático que se relaciona con el volcanismo delCuaternario y por el efecto de la mezcla con una pequeña cantidadde fluido magmático. Se cree que el fluido geotérmico circula enrocas sedimentarias marinas del Mesozoico. El fluido geotérmicoasciende por las zonas permeables relacionadas con las fallas.Los geotermómetros aplicados a las aguas de los manantialessugieren que la temperatura del reservorio se estima entre los 180°C y 200 °C .

La estimación del área del reservorio geotérmico se consideraque no es de gran precisión por la falta de información geocientíficadel subsuelo, como de geofísica y datos de pozos perforados, loque permitiría hacer una completa evaluación del recursogeotérmico. Las estimaciones de energía en el reservorio se basanen el modelo conceptual construido, usando el método de energíaalmacenada. El área del reservorio se determina considerando ladistribución de las zonas permeables que controlan el flujogeotérmico y las manifestaciones de superficie.

Utilización de los recursos: De todas las fuentes identificadasen la zona de Ubinas son pocas las que actualmente se encuentransiendo utilizadas. En la fuente llamada Baños de Cura, se haconstruido una pequeña piscina, la cual es usada por los pobladoresde la zona para bañarse y para recreación, el color del agua en lasurgencia de esta fuente es transparente, pero al acumularse enuna poza se torna de color azulino (figura 126).

La otra fuente que ha sido captada en pequeñas piscinas se ubicaa 6 km del cráter del volcán Ubinas, a unos 0.5 km del poblado deUbinas, inicialmente estas piscinas se construyeron con el fin dedesarrollar la acuicultura (criar truchas), pero actualmente seencuentran en abandono (figura 127), de manera eventual lospobladores las usan para bañarse y lavar la ropa. Sin embargo,estas aguas están siendo monitoreadas con el objetivo de haceruna vigilancia geoquímica del volcán Ubinas, tarea que está siendorealizada por el equipo de vulcanología del Ingemmet.

Otras fuentes termales son también usadas para recreación o lavarla ropa, pero en ellas no se ha desarrollado infraestructura alguna,se usan solo de manera artesanal (figura 128). Las fuentes usadaspara estos fines son las de laguna Salinas, Huarina, Lucco y Eschaje,anteriormente también se le dio este uso a la fuente de Yunga.


Figura 124 Modelo de mezcla cloruro-entalpía para la zona geotermal de Ubinas.

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Figura 126 Piscina construida en la fuente de Baños de Cura

Figura 127 Piscinas abandonadas en Ubinas.

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ZONA GEOTERMAL DE CRUCEROUbicación: La zona geotermal de Crucero está ubicada en elAltiplano de los Andes, en el distrito de Carumas, provincia deMariscal Nieto, región de Moquegua, al sur del Perú, a una altitud de4600 m. s. n. m. (figura 129). El acceso al campo toma 40 minutos enautomóvil desde el poblado de Mazo Cruz. La topografía es de tierraplana, rodeada de montañas (figura 130). La superficie es tierrasuave y rocas volcánicas expuestas localmente. La mayor parte delárea no tiene cultivos, sino pastos para la crianza de alpacas. Lasfuentes termales se encuentran en tres áreas del valle, dos en laparte baja plana y una en la suave pendiente del límite norte.

Rasgos geológicos: La geología del fondo del valle de la zonageotermal de Crucero está cubierta en gran parte por rellenoaluvial, muchas veces con vegetación escasa. Sin embargo, deacuerdo a los mapas geológicos (Galdós & Ticona, 2000) seobserva que la formación Sencca (Plioceno) es la base del rellenoaluvial en algunos lugares en el fondo de este valle.

La formación Sencca presenta secuencias piroclásticas masivasde color gris claro, su parte cristalina está construida principalmentepor cuarzo y biotita. En los fragmentos líticos de andesitas, seaprecian algunos pómez (como elementos juveniles), y una matrizde cenizas finas (Galdós & Ticona, 2000).

Estas secuencias afloran, por lo general, infrayaciendo a depósitosvolcánicos del grupo Barroso. Sin embargo, se ha reconocido enalgunos afloramientos que infrayacen a secuencias sedimentariasde la formación Capillune, y que están geográficamenterelacionadas al volcanismo Barroso, por lo que muy probablementeestos depósitos pertenecen al volcanismo amplio del grupo Barroso(Galdós & Ticona, 2000).

Además, en el extremo norte del valle, la formación Sencca estámás ampliamente expuesta en las partes bajas de las colinas, asícomo hacia el O-SO y E de la zona geotérmica.

Hacia el NE del área geotérmica se encuentra el complejo volcánicoCacachara donde se distinguen dos tipos de lavas en la parte másalta, pequeños afloramientos de lavas vesiculares afaníticas decolor gris oscuro y, más abajo, abundantes lavas andesíticasporfiríticas, traquiandesita porfirítica, flujos de bloques y andesitasafaníticas medianamente erosionadas. También se observa elcomplejo volcánico Ichujasi, constituido por lavas andesíticasporfiríticas con mediana erosión. Su composición es muy similar alcomplejo volcánico Cacachara. En la zona se observan capas deflujo de plagioclasas (Galdós & Ticona, 2000).

Estos afloramientos del grupo Maure (volcanoclásticos),específicamente, están expuestos en algunas quebradas cubiertaspor montañas, siendo estratovolcanes y complejos volcánicos delNeógeno y Cuaternario (Galdós & Ticona, 2000).

Hacia la parte S del área geotérmica se encuentra el complejo volcánicoMillijahuni, considerado como mediano aparato volcánico, constituidoen la parte alta por una andesita vesicular afanítica de color gris oscuro,una dacita porfirítica con presencia de xenolitos y abundantes flujos delava andesíticos porfiríticos. Este aparato muestra una mediana erosióny mantiene su forma cónica (Galdós & Ticona, 2000).

Regionalmente, asociados al área geotermal, se distinguen dossistemas de fallas y fracturas regionales: sistema de dirección andinaNO-SE, NNO-SSE y ONO-ESE, y sistema en dirección NNE-SSO y NE-SO; ambos afectan rocas del Oligoceno y Mioceno(figura 131). Localmente, se observan fallas activas o recientes dedirección NE-SO; el emplazamiento de materiales volcánicos estaríarelacionado a fracturas profundas de orientación ONO-ESE,algunas reconocidas en la zona de Calacoa y San Cristóbal(Mariño, 2002).

Manifestaciones geotermales: En la zona geotermal de Crucerose han identificado numerosas manifestaciones geotermales. En elextremo sur-oriente emergen varias fuentes termales con descargaspequeñas, que alcanzan temperaturas hasta los 43 °C. Alrededorde estos manantiales hay presencia de pequeñas precipitacionesde sinter de silicio, así como de sales de color blanquecino (figura132).

A unos 3 km, hacia el NO, se presenta un segundo grupo demanantiales termales, donde emerge un mayor número de puntosde descarga con temperaturas entre los 40 °C a 60 °C. Estasfuentes cubren un área aproximadamente de 0.5 km de diámetro.Alrededor de las fuentes se forman montículos de sílice sinterizadode distintas alturas (desde unos pocos centímetros a unos dosmetros). También en gran parte del área se observa precipitadode sales de color blanquecino y alterado (figura 133).

En la parte norte de la zona hay presencia de fuentes termales demayor temperatura que alcanzan los 70 °C, sin embargo presentanmenores tasas de flujo y se ubican a lo largo de la cresta de unaloma de baja sinterización con tendencia NS, aproximadamente(figura 134).

Características hidroquímicas: En el mapa (figura 132) semuestra la ubicación de las fuentes termales asociadas a la zonageotermal de Crucero, cuyos datos de composición química sonpresentados en los cuadros 23 y 24.

Las fuentes termales de Viscachuni emergen a una altura de 4650m s. n. m. y se caracterizan por presentar en su composiciónquímica una elevada concentración de iones de cloruro (2146 mg/L) y de sodio (1262 mg/L). La temperatura en superficie en estasfuentes alcanza los 43 °C, con pH ligeramente ácido de 6 yconductividad de 6 mS/cm (cuadros 23 y 24), característico deaguas geotermales.

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Figura 130 Vista de la zona geotermal de Crucero.

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Figura 131 Mapa estructural de la zona geotermal de Crucero.


Asimismo, las fuentes termales que emergen al NO y N de Crucero,a altitudes por encima de los 4500 m. s. n. m., presentantemperaturas que van desde los 51 °C a 70 °C, pH entre 6 a 7 yconductividad eléctrica entre 19.3 a 20.1 mS/cm (cuadros 23 y24).

También estas fuentes termales se caracterizan por presentarelevada concentración de los iones cloruro (7092 mg/L) y sodio(4600 mg/L) en su composición química. Posiblemente, esto estáasociado al bajo caudal que presentan, produciendo unaconcentración de los iones en superficie por precipitación, debidoa la evaporación natural (solar), cuyo acuífero poco profundo esafectado por las condiciones meteorológicas externas de la zona.

El balance iónico calculado para los resultados analíticos de estasfuentes termales varía entre 0 a 4 %, siendo estos aceptables.

Clasificación de las aguas termalesEl contenido relativo de Cl, SO4 y HCO3 entrega una primeraclasificación de las aguas termales y permite ubicarlas dentro deun sistema geotermal, se debe a que la cantidad relativa de estoscomponentes varía con la evolución de las aguas en un sistemageotermal (Giggenbach, 1997). Particularmente, la composiciónde las aguas cloruradas neutras entrega información relevante delas condiciones físico-químicas del reservorio, porque son elproducto final del equilibrio entre agua y roca (Giggenbach, 1988).

El diagrama ternario Cl-SO4-HCO3 (Giggenbach, 1988), ver figura135, muestra que las aguas de la zona geotermal de Crucero selocalizan sobre la región de aguas maduras, debido a su altocontenido del ion cloruro, característico de aguas geotermales queprovienen de reservorios clorurados profundos.

Trazadores químicosEl diagrama ternario de Cl-Li-B (Giggenbach, 1991a), ver figura136, señala el origen común para las aguas de Crucero, conpredominio de la especie cloruro, seguido de Li y relativamentebajo en B; asimismo, estas aguas se localizan cerca a la línea Cl-Li y, por el contenido relativo de estas especies, se podría indicarque las aguas están asociadas a sistemas hidrotermalesrelativamente viejos con baja absorción de vapores de B/Cl.

También se puede explicar en términos de disolución de la rocapor aguas formadas a través de la absorción de vaporesmagmáticos a elevada temperatura y presión en sistemas decirculación profunda de aguas subterráneas, igualmente estosvapores pueden contener Cl y B en proporciones, cercanos a lasrocas de contacto del basamento continental.

La concentración de B en las aguas geotermales de la zona deCrucero oscila entre 44 a 131 mg/L, así como la proporción atómicaB/Cl es de 0.06. En la figura 137 podemos observar que las aguas

de la zona geotermal de Crucero se ubican dentro de la región deroca sedimentaria, evidenciando que las aguas de esta zonaestarían a niveles profundos, circulando e interaccionando conrocas sedimentarias, las mismas que posiblemente presentenelevada porosidad y permeabilidad con abundantes fracturas(Shigeno et al., 1993; Shigeno & Abe 1983).

GeoindicadoresEn la figura 138 se presenta el geoindicador de Na-K-Mg propuestopor Giggenbach, con la distribución de los datos de las fuentestermales de Crucero, donde se observa que las aguas caen dentrode la región de equilibrio parcial pero con tendencia a la línea deequilibrio químico, podría indicar que las aguas están siendomezcladas con aguas superficiales o asociadas a la represa dePasto Grande, ya que las fuentes termales emergen a 6 km de estarepresa.

De igual modo, el diagrama señala una tendencia lineal en direccióna una temperatura de equilibrio Na/K del reservorio ya sea pordilución o mezcla entre los 220 °C a 240 °C.

El geoindicador representado en la figura 139 sugiere que lasaguas geotermales de Crucero no alcanzan el equilibrio, dentrode la formación de calcita en sistemas geotérmicos (3 K-Feldespato+ CO2 + Ca2+ = moscovita + calcita + 6 sílice + 2K+), tal comportamientoimplicaría que el contenido de CO2 de las aguas en la zona deCrucero no es predominante, debido a que en la zona no seobserva actividad volcánica reciente. Además, se podría indicarque las aguas estarían sufriendo dilución con aguas superficiales.

EL geoindicador Na-K/Mg-Ca (figura 140) también nos indica quelas muestras presentan tendencia hacia la línea de equilibriocompleto agua-roca, haciendo una proyección vertical a la líneade equilibrio, el líquido fue expuesto a temperaturas elevadas entrelos 230 °C y 240 °C.

Por lo tanto, la geotermometría química en fase líquida permiteestimar la temperatura a profundidad del recurso geotérmico de lazona de Crucero, siendo este superior a los 200 °C (cuadro 25 yfigura 141).


El diagrama sílice-entalpía (figura 142), propuesto por Fournier(1977), muestra que las fuentes termales de Crucero se alejan dela curva de solubilidad hacia el lado izquierdo del diagrama, por loque no se puede realizar la intersección a la línea, esto quizásdebido a que las aguas geotermales sufren enfriamiento conductivosin pérdida de sílice y por dilución con aguas superficiales,posiblemente asociado a la represa de Pasto Grande (Arnórsson,2000).

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El diagrama cloruro-entalpía, Fournier (1979b), ver figura143,nos permite estimar el contenido de cloruro en los fluidos delreservorio antes de los procesos de ebullición y mezcla o dilución.En la gráfica se observa que las aguas termales de Cruceropresentan elevada concentración de cloruro (7092 mg/L) y bajaentalpía, ubicándose en la línea de ebullición con pérdida de vapor,así como de masa y entalpía. Por lo que podemos inferir que laelevada concentración de cloruro es debido a la baja masa deagua, por la intensa evaporación que ocurre en la zona,ocasionando la precipitación de las sales como es el NaCl o, encaso contrario, podría estar relacionado con el reservorio.

En el caso de las aguas de las fuentes termales de Viscachuni seubican dentro del tipo de aguas que pasan por procesos deenfriamiento conductivo y dilución, lo que indicaría que, a profundidad,el agua caliente en ebullición es enfriada, posiblemente por el contactocon las rocas frías o por la mezcla con aguas superficiales fríasdurante su recorrido. Posteriormente, emergen en superficie conpérdida de calor y de esta manera se disminuye la entalpía, pero laconcentración de cloruro permanece inalterable.

Isótopos ambientales δ2H y δ18OLos resultados del análisis isotópico de δ2H y δ18O de la zonageotermal de Crucero (cuadro 26) han sido graficados en losdiagramas δ2H y δ18O (figuras 144 y 145) con referencia a la LíneaMeteórica Global (Craig, 1961) y la Línea Meteórica Local (Cortecciet al., 2005). En ambos diagramas se observa que las aguas de lazona geotermal de Crucero presentan una tendencia lineal hacialas aguas con componentes andesíticos; por lo tanto, podríamosindicar que las aguas del reservorio geotermal en la zona seoriginan de la mezcla de agua meteórica y agua magmática, siendoel componente mayoritario el agua meteórica.

Los resultados isotópicos se presentan en los límites de δ18O -9.6 a-10.6‰ y de δ2H -119 a -12‰ (cuadro 26).


Código Fuente δ18O ‰ δ2H ‰Crucero -9.6 -119 Viscachuni -10.6 -129

MODELO CONCEPTUAL DE LA CIRCULACIÓNDE FLUIDOS EN LA ZONA GEOTERMAL DECRUCEROEl modelo conceptual del sistema geotérmico en la zona geotermalde Crucero se muestra en la figura 146. La zona geotermal deCrucero se localiza en el Altiplano de la cordillera de los Andes, alsur del Perú. El cerro Millijahuni, formado por dacita y andesita,está situado cerca de las manifestaciones geotérmicas superficiales

de la zona geotermal de Crucero y pertenece al periodo delPleistoceno (Galdós & Ticona, 2000) cuyas rocas volcánicas tienenedades no conocidas. La temperatura de las manifestacionesgeotermales por su cercanía podría estar asociada a la fuente deenergía de la cámara magmática del cerro Millijahuni, relacionadacon actividad volcánica en el Pleistoceno.

Las zonas permeables en los sistemas geotérmicos estángeneralmente asociadas al paso del fluido geotérmico y laproductividad de pozos. La estratigrafía, las estructuras geológicasy la distribución de las manifestaciones termales en la superficie delcampo parecen indicar que los fluidos geotérmicos estáncontrolados por zonas permeables relacionadas con fallas. Lasfallas geológicas juegan un papel importante para la permeabilidadvertical de los sistemas geotérmicos. En la zona geotermal deCrucero se presenta una falla con tendencia N-S, inferido delestudio geológico, lo que parece ser una zona permeable que serelaciona con el paso de los fluidos geotérmicos.

Sobre la base de los resultados químicos de las fuentes termales,así como la concentración elevada de Cl y el estudio de lacomposición isotópica de δ2H y δ18O, se deduce que el aguageotérmica del reservorio de la zona geotermal se originaprincipalmente de la mezcla de agua meteórica con agua magmáticaen menor cantidad.

La concentración relativamente elevada de B y la proporciónquímica de B/Cl de 0.06 indican que las aguas del reservoriogeotérmico de esta zona han circulado por rocas sedimentariasmarinas. Se puede considerar que el alto contenido de Cl en lasaguas de las fuentes termales se debe al agua salina atrapada enlas rocas sedimentarias que se mezclan con el fluido geotérmico.Otra posibilidad para explicar el alto contenido de Cl en losmanantiales calientes es que el agua ha circulado por evaporitas.

El agua meteórica que se infiltra desde las áreas altas y montañosashacia niveles profundos se estaría mezclando con una mínimaproporción de fluido magmático; asimismo, por el calor conductivodel cuerpo magmático, relacionado con el volcanismo delPleistoceno, el agua alcanza temperaturas de más de 200 °C.Además, el fluido geotérmico caliente posiblemente estaría circulandopor rocas sedimentarias marinas del Mesozoico.

Los fluidos geotérmicos calientes ascienden por las zonaspermeables que se relacionan con las fallas de tendencia N-S, yse almacenan en zonas permeables de rocas volcánicas ysedimentarias. Los geotermómetros aplicados a las aguas de losmanantiales de superficie estiman que la temperatura del reservorioestaría por encima de los 200 °C; sin embargo, la estimación detemperatura por este método no es de alta precisión, por la falta deinformación geocientífica del subsuelo, tal como geofísica y datosde pozos perforados, que permitirían hacer una completaevaluación del recurso geotérmico.


Figura 132 Mapa topográfico de la localización de manantiales termales en Crucero.

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Figura 133 Vista del área donde emergen fuentes de agua termal, localizada al NO de la zona geotermal de Crucero.

Figura 134 Vista del área donde emergen fuentes de agua termal de bajo flujo, localizada al N de la zona geotermal deCrucero.




°CTemp.

amb. °CpH CE (µS/cm)


1 Fuente Viscachuni 28/08/2010 1318-100 43.0 - 6.00 6 700 2102 Crucero 9 29/08/2010 1318-101 61.0 - 7.00 19 300 <13 Crucero 02/07/2010 1318-102 72.6 2 6.37 20 100 <1


Fuente CódigoLi

mg/LNa

mg/LK

mg/LCa

mg/LMg

mg/LCl

mg/LSO4

mg/LHCO3

mg/LB

mg/LAs

mg/LSiO2

mg/LFuente Viscachuni 1318-100 14 1 262 140 68 5 2 146 20 128 44 - 174 Crucero 9 1318-101 42 4 311 391 141 24 7 092 69 569 131 - 231 Crucero 1318-102 36 4 600 455 167 30 7 068 85 622 92 26 263

Figura 135 Diagrama ternario (Giggenbach, 1988): Clasificación de fuentes termales asociadas a la zona geotermal deCrucero, de acuerdo con la composición relativa de aniones dominantes.

126

Figura 136 Composición relativa de las especies conservativas Cl-Li-B, en fuentes termales de Crucero.

Figura 137 Diagrama binario Cl vs. B de las aguas de la zona geotermal de Crucero.


Figura 138 Geotermómetro de Na-K-Mg para las aguas termales de Crucero (Giggenbach, 1991a).


128

Figura 140 Diagrama de Na-K/Mg-Ca para las aguas termales de Crucero (Giggenbach & Goguel, 1989).


FuenteSílice

amorfaChalcedonia

cond.Cuarzo cond.

Cuarzo adiabático

Na-K-CaNa-K-Ca Mg

corr.Na/K

FournierNa/K

TruesdellNa/K

(Giggenbach)K/Mg

(Giggenbach)Crucero 75 181 200 184 224 103 216 186 231 163Fuente Viscachuni 47 148 171 160 214 161 226 199 241 153Crucero 9 66 170 191 176 219 108 209 177 225 162


Figura 141 Temperaturas geoquímicas de aguas de la zona geotermal de Crucero (Truesdell, 1976; Fournier, 1979;Giggenbach, 1988).

Figura 142 Modelo de mezcla sílice vs. entalpía para la zona geotermal de Crucero.

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Figura 143 Modelo de mezcla cloruro-entalpía para la zona geotermal de Crucero.

Figura 144 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas de la zona geotermal de Crucero en comparación con la Línea deAgua Meteórica Global.


Figura 145 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas de la zona geotermal de Crucero en comparación con la Línea deAgua Meteórica Local.

directamente por los pobladores de las comunidades cercanas, eluso que le dan es para bañarse, así como para el lavado de susprendas de vestir, con este fin los pobladores han construido unapequeña poza rústica cercada con piedras (figura 147).

RESULTADO MINERALÓGICO DE MUESTRA DEROCASEl análisis mineralógico de las muestras de rocas se realizó pordifracción de rayos X (laboratorio de Ingemmet), presentamos losresultados en el cuadro 27. Las muestras de rocas fueroncolectadas en las seis zonas geotermales estudiadas en la regiónMoquegua, con el objetivo de identificar alteración de los minerales.Esta información se tomó en cuenta para la construcción de losmodelos conceptuales, pues indican la extensión del reservorio,las características de los fluidos y la estructura geológica que controlael campo geotérmico.

La existencia de una capa rocosa no ha sido claramente detectadaen este campo por falta de información geológica del subsuelosobre litología, zonas de alteración, pérdida de circulación duranteperforaciones de pozos, etc. Sin embargo, es posible que existauna capa impermeable de rocas sedimentarias que jueguen elpapel de capa rocosa.

Existe agua geotérmica caliente que asciende a un menor nivel yse descarga en la superficie alrededor de la zona de Crucero. Elagua ascendente fluye lateralmente por las fallas con tendencia N-NE o por la zona permeable del grupo Maure. El flujo lateral deagua caliente es diluido y enfriado por agua fría, superficial o aguade ríos. El agua tibia que resulta de la dilución y enfriamiento sedescarga en superficie en la zona de Viscachuni.

Utilización de los recursos: Las fuentes termales localizadas enla zona geotermal de Crucero, en la actualidad, son utilizadas

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Cuadro 27Resultados mineralógicos de muestras de rocas colectadas en las zonas geotermales

Zona geotermal Alteración de mineral y mineral sinter

Titire-Puente Bello Opal, cristobalita, cuarzo, kaolinita, jarosita, yeso, calcita, halita, andalucita.

Jesús María, Tolapalca y Calasaya Cuarzo, yeso calcita, halita, aragonita.Opal, cristobalita, cuarzo, jarosita, kaolinita, esmectita,clorita, illita, yeso, calcita.

Ullucán-Omate Cuarzo, clorita, calcita, halita, gibbsita, esfalerita.Ubinas (Yunga y Eschaje) Calcita, aragonita y cuarzo, calcita, yeso, caolinita.Crucero Cuarzo, calcita, halita, dolomita.

Calacoa

Figura 147 Fuente termal de Viscachuni localizada en la zona geotermal de Crucero.


CAPÍTULO IVMAPA GEOTÉRMICO DE LA REGIÓN MOQUEGUA

Moquegua es considerada la región geotermalmente másimportante del país, seguida de Tacna, por contar con seis zonasgeotérmicas de entalpía media y alta, localizadas por encima de los4000 m s. n. m., con manifestaciones como fuentes termales,fumarolas y géiseres de temperaturas elevadas que alcanzan enalgunos casos hasta los 90 °C en superficie, y en profundidaddesde los 130 °C hasta por encima de los 200 °C, calculados através de los geotérmometros químicos.

El potencial geotérmico de la región Moquegua está relacionadocon la ubicación de las zonas geotermales a lo largo del bordeactivo de la placa continental, donde la placa de Nazca estásubducciéndose bajo la placa Sudamericana. Este proceso desubducción ha generado actividad magmática y está asociado conaltos flujos de calor desde el Jurásico a lo largo del flanco oeste delos Andes peruanos (Steinmüller et al., 2000). Las rocas delbasamento en la zona sur de la cordillera volcánica del Perú sonde edad mesozoica. El componente mesozoico está conformadopor unidades estratigráficas cuyas edades van del Jurásico medioal Cretáceo, contienen sílice, carbonato y rocas volcánicas.

El componente cenozoico consiste principalmente de rocasvolcánicas y volcano-clásticas del Paleoceno al Pleistoceno(Steinmüller et al., 2000). Las estructuras geológicas regionalesestán dentro de las líneas de tendencia NE-SO que comprendenla posición de los principales volcanes en el área sur de la cordilleravolcánica. Aparte de esas características andinas, existen ademáslíneas de tendencia NE-SO que describen los bloques estructurales(Steinmüller et al., 2000).

Asimismo, en la región se tiene registrada la presencia de 25centros volcánicos (Fidel et al., 1997), de los cuales destacan porsu actividad reciente, los volcanes Ubinas, Ticsani y Huaynaputina.Todos los centros volcánicos tienen un control estructural regionalNE-SO, y las aguas termales están asociadas a estos. Estosfenómenos volcánicos y estructurales han originado que las rocasvolcánicas y el basamento estén fuertemente fracturados, factorque controla la recarga, circulación y descarga de los fluidosgeotérmicos, sea en zonas profundas o superficiales.

Las altas temperaturas registradas en las manifestaciones se debenprincipalmente a que existen fuentes de calor (cámaras magmáticas)

que pueden estar en contacto con acuíferos profundos, o que através de estructuras profundas transmiten el calor hacia lasuperficie, aumentando la temperatura de las aguas de acuíferossuperficiales. La mayoría de la fuentes termales en esta regióntiene un origen juvenil (sea magmático o volcánico).

En esta región se tienen temperaturas en superficie que van desdelos 30 °C hasta los 90 ºC, la conductividad eléctrica llega a valoressuperiores a los 30.0 ms/cm, y el pH muestra valores entre 6 a 9.Caudales máximos individuales superan los 30 L/min, mientrasque grupos de fuentes en conjunto, como las de Titire-PuenteBello, superan los 300 L/min. La mayoría emite gases como H2S yCO2. El tipo de agua predominante es clorurada sódica.

La presencia de geotermia en la región aún no ha sido destinadaa la generación de electricidad. Su utilización, por el momento, selimita a fines medicinales, recreativos, turísticos y balneológicos; noson usadas para la producción de bebidas como agua mineralporque en su mayoría presentan elevado contenido de mineralesque superan los limites máximos permisibles, como la presencia deAs y B en elevadas concentraciones, es el caso de las fuentes dela zona geotermal de Ullucán que contienen elevada concentraciónde boro entre 99 a 300 mg/L.

ESTIMACIÓN DEL POTENCIAL GEOTÉRMICOLa estimación del potencial geotérmico para las zonas geotermalespromisorias de la región de Moquegua fue calculada considerandoinformación geológica y geoquímica básica.

En este sentido, fue necesario hacer suposiciones y cálculosbasados en la experiencia de los expertos de la West JapanEngineering Consultants y en el conocimiento de la región,principalmente en ciertas zonas en las que la información erainsuficiente.

El método de trabajo se basó en la investigación y la aplicación demodelos matemáticos y simulaciones probabilísticas, siendo elmétodo volumétrico en combinación con el análisis de Montecarlo,que se describen más adelante, los que permitieron calcular elpotencial geotérmico para la generación de energía eléctrica decada zona geotermal.

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Método volumétricoEl método volumétrico, mejor conocido como método USGS “Heatin Place”, propone una forma simple para estimar el potencial deun yacimiento geotérmico y es muy útil en etapas tempranas deldesarrollo de un proyecto geotermoeléctrico.

El método estima el contenido térmico (capacidad térmica en lasrocas y agua en un volumen considerado) de un reservoriogeotérmico. Este asume extracción de fase líquida del reservorio y

un factor relativo al grado extraíble de energía térmica de las rocasy el agua (factor de recuperación). El resultado del cálculo sedefine como el recurso extraíble en la superficie. Dicha energíarecuperable en superficie es la que se dispone a ser convertida enenergía eléctrica, usando las tecnologías comerciales existentes ousando nuevos desarrollos tecnológicos más eficientes. Para esteproceso se tiene un factor de conversión (eficiencia). Cuando seconoce y especifica la vida útil de las instalaciones de conversiónde energía, la energía que puede ser convertida se calcula con elsiguiente modelo matemático en MWe.

donde,ρr, ρw : Densidad de las rocas y densidad de los fluidos (kg/m3)Cpr : Calor específico de las rocas (kJ/kg-°C)Cpw : Calor específico de los fluidos geotérmicos (kJ/kg-°C)Tr : Temperatura promedio del reservorio (°C)Ta : Temperatura de abandono (°C)ϕ : Porosidad (%)V : Volumen de reservorio (km3)RF : Factor de recuperación (%)CE : Eficiencia de conversión de calor a electricidad (%)PL : Vida esperada del proyecto (años)LF : Factor de carga (%)

Método MontecarloEl método Montecarlo se aplica para calcular el más probablepotencial de generación del campo geotérmico en MWe con unfundamento estadístico y probabilístico.

De forma simple, el método Montecarlo pretende encontrar lafunción de probabilidad del potencial geotérmico partiendo devariables aleatorias, evaluando la función a estudiar (potencialgeotérmico) con “n” escenarios diferentes seleccionados de maneraaleatoria, asignando al azar un valor a cada variable en su dominiode pertenencia.

Por lo tanto, se tendrá una muestra aleatoria de los posiblesresultados de la función potencial geotérmica, lo que sugiere unadistribución normalizada de resultados. Si se obtiene la media de lamuestra se encontrará el valor más probable. Además, se puededefinir un intervalo de confianza con cierto rango de probabilidad.En otras palabras, uno puede obtener un intervalo de valores

para una probabilidad de 90 %, lo que indica que el valor realtiene una probabilidad del 90 % de estar dentro de ese intervalo.Esto último es muy útil para la toma de decisiones, pues se puedeestimar el potencial mínimo y máximo para cierto caso de estudio.

Resultados de cálculoEl resultado del cálculo de la capacidad de generación deelectricidad de cada una de las zonas geotermales promisorias(en MWe) se muestra en la figura 149. Los valores estimados porcombinaciones aleatorias de parámetros están dados en funciónde la confiabilidad de combinación aleatoria. El rango de valoresde potencial estimado es amplio y se escoge como valorrepresentativo el 80 % de confiabilidad.

Los resultados se resumen en el cuadro 28. El total del potencialgeotérmico de las zonas geotermales promisorias de la regiónMoquegua se estima cerca a 240 MWe.


Cuadro 28Potencial geotérmico estimado para las zonas geotermales de la región Moquegua

(West Japan Engineering Consultants, 2012)

Provincia Zona geotermalPotencial de recurso en nivel de confianza

del 80 % (MWe)

Capacidad de la planta (MWe)

Mariscal Nieto Titire-Puente Bello 39.7 35Mariscal Nieto Jesús María 17.3 10Mariscal Nieto Calacoa 108.2 100General Sánchez Cerro Ullucán 27.4 25General Sánchez Cerro Ubinas - -Mariscal Nieto Crucero 79.4 70

MAPA GEOTÉRMICO DE LA REGIÓNMOQUEGUAEl mapa geotérmico para la región Moquegua se ha elaborado enbase a diversas informaciones existentes de estudios anteriores ytrabajos de exploración geoquímica y geológica realizados en elaño 2010. El mapa geotérmico muestra el potencial geotérmico dela región, así como las principales zonas geotermales de medianay alta entalpía, siendo estas las zonas de Jesús María, Ubinas,Calacoa, Titire-Puente Bello, Ullucán y Crucero (figura 148). Elpotencial geotérmico de la región Moquegua podría alcanzar los240 MWe (West Japan Engineering Consultants, 2012) para laproducción de electricidad (figura 149).

Las seis zonas geotermales, por el tipo de fluido que presentan,son clasificadas como recursos hidrotermales, donde el origen delfluido en el campo se deriva principalmente de aguas meteóricas yes calentado entre los 200 °C y 240 °C, a través de la agregaciónde fluido magmático caliente y el calor por conducción del cuerpomagmático.

En base a las características geoquímicas los fluidos geotérmicossuperficiales presentes en las zonas geotérmicas son del tipocloruradas neutras o aguas maduras de origen profundo (figura148), asociado a sistemas geotérmicos de alta entalpía. Y de acuerdoa la temperatura del fluido presente en el reservorio de las seiszonas geotermales, presentan sistemas geotérmicos que seclasifican de mediana y alta entalpía, lo cual es muy promisoriopara el desarrollo de la energía geotérmica en la generación deelectricidad y uso directo.

Según los rasgos geológicos de las zonas geotermales, los sistemasgeotérmicos están asociados al vulcanismo continental cuya fuentede calor sería de origen magmático, el cual calienta el agua meteóricainfiltrada desde la superficie, siendo el recurso vaporhidromagmático, termino que hace referencia a la interacción de

agua meteórica con magma o calor magmático, asimismo el tipo deroca del reservorio geotérmico en su mayoría está asociado aroca sedimentaria y volcánica.

De igual modo, hay dos zonas geotérmicas como Titire-PuenteBello y Jesús María, y que según los rasgos geológicos, lossistemas geotérmicos estarían asociados al calor conductivo de lasrocas intrusivas, característicos de la zona de compresión de lacorteza terrestre.

Teniendo presente el tipo de sistema geotérmico descrito párrafosarriba, el tipo de planta a construir para la explotación del recursosería la planta convencional similar a la planta hidroeléctrica y parael caso de la zona de Jesús María y Ubinas sería la planta binaria(figuras 148 y 149).

IMPORTANCIA DEL DESARROLLO DE LAENERÍA GEOTÉRMICA EN MOQUEGUALa instalación de una planta de energía geotérmica convencionalpermitirá incrementar la proporción en la que se utilizan las energíasrenovables en la región y el país. En la región Moquegua existeun gran potencial geotérmico, que podría ser una alternativa a losrecursos de gas natural que se utiliza actualmente en el país, másdel 40 % en la generación de electricidad, así como el ahorro decombustible. Sin embargo, no se han desarrollado proyectosgeotérmicos en la región ni en el país.

El desarrollo geotérmico en la región contribuiría a la reducción deemisión de gases de efecto invernadero, ya que estaríareemplazando a las centrales térmicas, las cuales actualmenteproducen cerca del 98 % de generación de electricidad enMoquegua. Además, la producción de energía geotérmicacontribuirá con el mercado eléctrico y socio-económico del país, talcomo se resume a continuación:

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a. Contribución con el suministro de electricidad en la parte surdel Perú, para atender la posible escasez de energía.

b. Diversificación de energía a través de la utilización de energíasrenovables medio ambientalmente amigables.

c. Ahorro en el consumo de combustibles, por ejemplo, duranteun periodo de 30 años de explotación del recurso geotérmico,se tendría el ahorro de $978 millones, siendo por año $32.6millones (West Japan Engineering Consultants, 2008).

d. Eliminación de gases de efecto invernadero que sonconsecuencia de la utilización de combustible fósil en plantastérmicas.

e. Ingresos adicionales que se generarían mediante la aplicacióndel Mecanismo de Desarrollo Limpio (Clean DevelopmentMechanism, CDM) por la venta de Certificados de reducciónde emisiones (Certified Emission Reductions, CER), los cuales

mejorarían económicamente los proyectos en las zonasgeotermales de Moquegua.Los proyectos geotérmicos en las zonas geotermales enMoquegua se podrían aplicar como proyectos CDM debido alas bajas emisiones de CO2 y su muy alto factor de capacidad.Algunos proyectos de plantas de energía geotérmica ya hansido registrados como proyectos CDM por las NacionesUnidas.

f. Creación de empleo durante la construcción y después de laculminación del proyecto, como en la construcción civil ycontratistas, contratista de mantenimiento de la planta de energía,demanda de servicios de hoteles, restaurantes, viajes denegocios y así, sucesivamente. Asimismo, mediante el usodirecto en la producción de calor, se beneficiaría a lascomunidades aledañas a las zonas geotérmicas.


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- La potencia de energía eléctrica instalada en la regiónMoquegua para el 2010, según el Ministerio de Energía yMinas, fue de 425 MW, de los cuales se estima que solo el 2 %corresponde a energía hidráulica y el 98 % a energía deorigen térmico, las cuales operan con petróleo residual y diesel2 que contaminan en gran medida la atmósfera con emisión degases de efecto invernadero y contribuyen a los problemasdel cambio climático global.

- Moquegua es una región que tiene abundantes recursosrenovables como la energía hidroeléctrica, solar, eólica ygeotermia. Con excepción a la hidroelectricidad, el uso deestas energías ayudarían a reducir el impacto negativo alecosistema y proveen un valor benéfico a la mitigación decambio climático.

- El potencial geotérmico en la región Moquegua está asociadoal proceso de subducción a lo largo de márgenes convergentesde placas, las cuales han sido identificadas como las regionesmás favorables para la ocurrencia y desarrollo de sistemasgeotermales, debido a que presentan las condiciones básicaspara su formación, como la intensa actividad magmática y, porconsecuencia, la presencia de un elevado gradientegeotérmico.

- Basado en parámetros y criterios geológico-morfológicos, sehan reconocido y seleccionado en la región de Moqueguaseis zonas geotermales, con sistemas de entalpía intermedia aalta, con posibilidad del aprovechamiento en generación deenergía eléctrica y otros usos.

- El potencial y la diversidad de recursos geotermales con lasque cuenta la región de Moquegua nos indica que suexplotación puede lograrse a diversas escalas y para diferentesusos, desde la generación de energía eléctrica con grandescentrales hasta la calefacción urbana o industrial. Para logrartodo esto es requisito fundamental tener una base técnicacientífica en recursos geotérmicos.

- Tomando en cuenta el contexto vulcanotectónico y lascaracterísticas geoquímicas de las manifestaciones termales ysu periferia, puede concluirse que en la zona geotermal deCalacoa, asociado al volcán activo Ticsani, existe un potencialgeotérmico elevado. Las descargas de aguas y gases son

típicas de yacimientos geotérmicos de alta entalpía, ademáspodríamos indicar que la fuente de calor estaría garantizadapor la cámara magmática del volcán Ticsani.

- Las características químicas de las fuentes termales en las seiszonas geotermales de la región de Moquegua presentan lossiguientes tipos de aguas:- Aguas cloruradas (aguas maduras), que corresponden a

las zonas geotermales de Titire-Puente Bello, Jesús María,Ullucán y algunas zonas de Ubinas.

- Aguas cloruradas diluidas que se presentan en la zonageotermal de Calacoa.

- Aguas sulfatadas, localizadas en la zona de Calasaya ylas fuentes termales asociadas al volcán Ubinas.

- Aguas sulfatadas cloruradas que se presentan en la zonade Tolapalca.

- Las aguas cloruradas (aguas maduras) de las zonasgeotermales de Titite-Puente Bello, Calacoa, Crucero, JesúsMaría, Ullucán y de Ubinas, son aguas típicas de los fluidosgeotermales profundos de sistemas de altas temperaturas, loscuales son alimentados directamente desde reservoriosprofundos, donde la fuerte disolución de las rocas circundantesproduce grandes aportes de Na. De ahí que las aguas de laszonas geotermales mencionadas sean aguas cloruradassódicas.

- Las aguas que corresponden al tipo sulfatadas, ricas en SO4 yHCO3, son las que corresponden a la zona de Calasaya y lasque se encuentran cerca al volcán Ubinas, posiblemente suorigen se deba a la presencia de aguas subterráneasbicarbonatadas (HCO3) fuertemente oxigenadas quecondensan la fase gaseosa (H2O, CO2 H2S, etc.) en un acuíferosuperficial, produciéndose la oxidación de H2S a SO4.

- La mayoría de las zonas geotermales de Moquegua presentanelevada concentración de B, siendo la proporción atómica deB/Cl alta, lo que nos indicaría que los sistemas geotérmicos seestán desarrollando en rocas sedimentarias marinas delbasamento Mesozoico, así como están vinculados a rocasvolcánicas como las andesitas, debido a que el alto contenidode B está asociado a la circulación profunda de fluidos. Y en el

CONCLUSIONES

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caso de las aguas de Jesús María y Tolapalca estaríanreaccionando con rocas tipo granito (rocas intrusivas); alrespecto, en la zona no se observa ningún afloramiento deeste tipo de rocas, lo que nos permite inferir que posiblementese presenten en horizontes profundos.

- La estimación de la temperatura del recurso geotérmicomediante la geotermometría química en fase líquida determinóque los sistemas geotérmicos en la región Moquegua presentantemperaturas desde 140 °C, así como en otras zonas superanlos 200 °C; por lo tanto, estos son clasificados como sistemasgeotérmicos de entalpía intermedia a alta, con posibilidad delaprovechamiento en la generación de energía eléctrica y otrosusos.

- La relación entre isótopos estables δ18O y δ2H indica que laszonas geotermales de la región Moquegua en su mayoría se

originan de una mezcla entre agua meteórica y magmática.Sin embargo, la proporción de agua magmática es muy limitada,por lo tanto el principal componente en estos sistemasgeotermales es agua meteórica infiltrada hacia el subsuelo.

- El potencial geotérmico de la región Moquegua es de 240MWe, calculado por la WEST JEC, mediante el métodovolumétrico, en combinación con el análisis de Montecarlo.

- Por las características geológicas y geoquímicas que presentanlas zonas geotermales, los recursos son de tipo hidrotermales(líquido dominante), por lo que el prototipo de planta paragenerar energía eléctrica procedente de los recursosgeotérmicos es la planta de vapor (Flash convencional) ypara el caso de la zona de Jesús María y Ubinas sería laplanta binaria.


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ANEXO N.° 01FOTOS DE MANIFESTACIONES GEOTERMALES EN LA REGIÓN

MOQUEGUA

150

Foto 01 Fuentes termales Puente Bello en la zona geotermal de Titire-Puente Bello.

Foto 02 Fuentes termales con dos surgencias y abundantes precipitados de sales en la zona geotermal de Titire-Puente Bello.


Foto 03 Zona geotermal de Jesús María.

Foto 04 Fuente termal en la zona de Jesús María.

152

Foto 05 Fuente termal en la zona de Tolapalca.

Foto 06 Fuente termal en la zona de Calasaya.


Foto 07 Fuente termal en la zona geotermal de Calacoa.

Foto 08 Fuente termal Putina que surge a presión en la zona geotermal de Calacoa.

154

Foto 09 Fuente termal Putina que surge a presión en la zona geotermal de Calacoa.

Foto 10 Fuente termal Secolaque que surge a presión en la zona geotermal de Calacoa.


Foto 11 Fuente termal Secolaque que surge a presión en la zona geotermal de Calacoa.

Foto 12 Fuentes termales en la zona geotermal de Ullucán.

156

Foto 13 Fuentes termales en la zona geotermal de Ullucán.

Foto 14 Fuente termal Eschaje en la zona geotermal de Ubinas.


Foto 15 Fuente termal Baños del Cura en la zona geotermal de Ubinas.

Foto 16 Laguna Salinas.

158

Foto 17 Zona geotermal de Crucero.

Foto 18 Fuente termal Viscachuni en la zona geotermal de Crucero.


Foto 19 Fuente termal en la zona geotermal de Crucero.

Foto 20 Fuentes termales pequeñas alineadas de N-S en la zona geotermal de Crucero.

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----

23/09

/2009

12:52

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----

23/09

/2009

12:57

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----

23/09

/2009

13:33

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----

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----

23/09

/2009

14:00

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23/09

/2009

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23/09

/2009

14:20

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----

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/2009

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----

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/2009

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Anex

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/2009

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3,48

6,602

3,96

1 39

6.27

37.80

----

0.124

/09/20

0909

:58Fu

ente

con p

rese

ncia

de ab

unda

ntes b

urbu

jas, lo

caliz

ada e

n la m

arge

n izq

uierd

a del

río S

an

Anton

io, ta

mbién

hay p

rese

ncia

de al

gas v

erde

s y pr

ecipi

tado d

e óxid

os, s

ales d

e colo

r blan

co,

la zo

na es

deno

mina

da Je

sús M

aría

513

18-0

22 8,

216,7

52

348

,347

3

,973

22.3

7.33

2.58

----

24/09

/2009

10:12

La fu

ente

aflor

a en u

n dep

ósito

cuate

rnar

io, pr

esen

cia de

alga

s ver

des y

óxido

s, se

obse

rvan

tres e

mana

cione

s y fo

rman

bofed

al.

613

18-0

23 8,

215,1

27

337

,388

3

,934

41.2

6.54

11.50

----

24/09

/2009

11:00

Pres

encia

de pr

ecipi

tados

de sa

l de c

olor b

lanco

, óxid

os y

sinter

, el m

anan

tial e

s cap

tado e

n la

marg

en iz

quier

da de

l río S

an A

ntonio

, se b

añan

los p

oblad

ores

de la

zona

de Ic

huña

.

713

18-0

24 8,

229,2

58

321

,735

3

,883

44.1

6.23

12.73

----

1.324

/09/20

0912

:39Pr

esen

cia de

abun

dante

s bur

bujas

, óxid

os, s

ales;

se ob

serva

que a

la sa

lida d

el ag

ua se

form

a es

puma

. Poli

surg

ente

(3 sa

lidas

) que

alim

entan

a un

a sola

fuen

te de

apro

x. 7x

4 m, la

fuen

te se

ub

ica en

el pu

eblo

de T

olapa

lca.

813

18-0

25 8,

229,2

58

321

,735

3

,883

43.2

6.42

13.26

----

15 a

2024

/09/20

0912

:45Fu

ente

de ap

rox.

7x4 m

, pre

senc

ia de

burb

ujas e

n abu

ndan

cia, p

rese

ncia

de al

gas v

erde

s, los

po

blado

res d

e Tola

palca

la us

an pa

ra ba

ñarse

.

913

18-0

26 8,

229,3

33

321

,660

3

,879

45.1

6.33

12.48

----

24/09

/2009

13:03

Pres

encia

de si

nter,

algas

verd

es y

óxido

s, se

encu

entra

en la

mar

gen i

zquie

rda d

el río

Pu

ndici

ón, z

ona d

e Tola

palca

.10

1318

-027

8,22

9,348

3

21,70

2

3,87

0 46

.66.2

914

.25---

- 1.5

24/09

/2009

13:10

Pres

encia

de tr

aver

tinos

y pr

ecipi

tado d

e óxid

os.

1113

18-0

28 8,

229,3

61

321

,691

3

,876

47.1

6.33

14.23

----

424

/09/20

0913

:18Pr

esen

cia de

alga

s ver

des,

prec

ipitad

o de ó

xidos

.12

1318

-029

8,22

9,368

3

21,69

9

3,87

7 47

.16.2

314

.15---

- 4

24/09

/2009

13:24

Pres

encia

de al

gas v

erde

s, pr

ecipi

tado d

e óxid

os.

1313

18-0

30 8,

191,8

39

347

,769

4

,379

43.9

6.80

31.50

----

1024

/09/20

0918

:50Ol

or a

H 2S,

pres

encia

de pr

ecipi

tado d

e sale

s y al

gas v

erde

s, la

fuente

se lo

caliz

a cer

ca al

po

blado

de C

alasa

ya.

1413

18-0

31 8,

216,9

58

348

,694

3

,946

50.8

6.00

37.10

----

0.503

/07/20

1010

:14---

- 15

1318

-032

8,22

9,365

3

21,69

8

3,88

6 47

.56.1

013

.93---

- 5

03/07

/2010

14:34

----

1613

18-0

33 8,

191,8

44

347

,771

4

,385

44.9

6.50

3.08

----

0.104

/07/20

1010

:44---

- 17

1318

-034

8,21

6,939

3

48,77

5

4,00

0 49

.47.0

030

.20---

- 0.5

06/09

/2010

----

1813

18-0

35 8,

216,9

61

348

,697

4

,010

49.5

7.00

37.40

----

0.530

/08/20

10---

- 19

1318

-036

8,22

9,365

3

21,69

9

3,92

0 47

.27.0

013

.95---

- 5

31/08

/2010

----

Anex

o Nº

03In

vent

ario

de m

anife

stac

ione

s geo

term

ales e

n la

zona

geo

term

al de

Jesú

s Mar

ía, T

olap

alca,

Calas

aya

Hora

Obse

rvac

ione

sPu

nto

Códi

go C

oord

enad

as

Pará

met

ros f

ísico

-quí

mico

sQ (L/s)

Fech

a

Norte

Este

Altu

raT

(°C)

pHCE

(µ

S/cm

)TD

S( g

/L)

113

18-0

37

8,15

1,132

322,6

64

3,

746

70---

----

----

----

-08

/08/20

0908

:39Gr

upo d

e fue

ntes d

e vap

or, la

roca

se m

uestr

a tota

lmen

te alt

erad

a.

213

18-0

38

8,15

1,068

322,1

50

3,

581

69.7

6.57

2.22

1.241

0.208

/08/20

0909

:38Fu

ente

terma

l que

surg

e en r

ocas

volcá

nicas

alter

adas

, pre

senc

ia de

mine

rales

de

sílic

e, se

obse

rvan ó

xidos

y alg

as. A

bund

ante

prec

ipitac

ión de

sales

.

313

18-0

39

8,15

1,059

3,

222,1

28

3,

532

67.3

6.72

2.27

1.214

308

/08/20

0909

:54Fu

ente

que s

urge

en la

Qda

. Puti

na. A

bund

ante

prec

ipitac

ión de

sales

.

413

18-0

40

8,15

1,056

322,0

98

3,

493

877.5

52.9

91.7

317.5

08/08

/2009

10:04

Fuen

te qu

e sur

ge en

la Q

da. P

utina

. Abu

ndan

te pr

ecipi

tación

de sa

les, li

gero

olo

r a az

ufre,

se ob

serva

un pr

ecipi

tado d

e colo

r blan

co cu

bierto

por u

na ca

pa

color

amar

illento

(pro

bable

mente

azufr

e).

513

18-0

41

8,15

1,046

322,0

53

3,

515

82.1

7.08

2.58

1.448

----

08/08

/2009

10:34

Fuen

te qu

e sur

ge en

la Q

da. P

utina

. Abu

ndan

te pr

ecipi

tación

de sa

les, li

gero

olo

r a az

ufre,

se ob

serva

un pr

ecipi

tado d

e colo

r blan

co cu

bierto

por u

na ca

pa

de co

lor am

arille

nto (p

roba

bleme

nte az

ufre)

.

613

18-0

42

8,14

2,660

324,4

06

3,

927

30.7

6.40.6

9---

-25

/09/20

0916

.13Pr

esen

cia de

alga

s ver

des y

sinte

r, es

usad

a por

los p

oblad

ores

de S

oque

sane

pa

ra ba

ñarse

.

713

18-0

43

8,14

2,675

324,4

10

3,

930

31.4

6.25

0.68

----

----

25/09

/2009

16:18

Pres

encia

de al

gas v

erde

s y si

nter,

es us

ada p

or lo

s pob

lador

es de

Soq

uesa

ne

para

baña

rse.

813

18-0

44

8,14

9,043

319,3

47

2,

916

63.4

7.75

2.9---

----

-26

/09/20

0908

:39Pr

ecipi

tado d

e sale

s de c

olor b

lanco

y óx

idos,

pres

encia

de al

gas v

erde

s, afl

ora

en el

depó

sito d

e cua

terna

rios e

n la m

arge

n der

echa

del rí

o Puti

na.

913

18-0

45

8,14

9,034

319,3

05

2,

912

71.3

7.28

3.05

----

----

26/09

/2009

08:45

Prec

ipitad

o de s

ales d

e colo

r blan

co y

óxido

s, pr

esen

cia de

alga

s ver

des,

aflor

a en

el de

pósit

o de c

uater

nario

s en l

a mar

gen d

erec

ha de

l río P

utina

.10

1318

-046

8

,149,0

19

31

9,306

2,90

6 89

.47.4

93.0

2---

----

-26

/09/20

0909

:00Pr

ecipi

tado d

e sale

s de c

olor b

lanco

, aflo

ra en

el c

auce

del rí

o Puti

na.

1113

18-0

47

8,14

8,970

319,1

95

2,

898

726.8

12.8

2---

----

-26

/09/20

0909

:20Pr

ecipi

tado d

e sale

s de c

olor b

lanco

, aflo

ra en

el ca

uce d

el río

Puti

na.

1213

18-0

48

8,14

8,943

319,1

98

2,

896

68.8

7.13

2.87

----

----

26/09

/2009

09:28

Prec

ipitad

o de s

ales d

e colo

r blan

co, a

flora

en e

l cau

ce de

l río P

utina

.

1313

18-0

49

8,14

9,501

320,8

59

3,

202

21.2

3.21

2.62

----

----

26/09

/2009

10:07

Mana

ntial

que a

flora

en un

a que

brad

a entr

e dep

ósito

aluv

ial al

terad

o hid

roter

malm

ente,

pres

encia

de pr

ecipi

tado d

e óxid

os.

1413

18-0

50

8,14

6,240

320,9

10

3,

166

40.8

6.69

1.66

----

----

26/09

/2009

11:05

Prec

ipitad

o de ó

xidos

, alre

dedo

r de l

a fue

nte se

obse

rva ca

mpo d

e cult

ivo

(alfa

lfa, o

réga

no, e

tc.),

aflor

a en u

na qu

ebra

da a

la ma

rgen

izqu

ierda

del rí

o Cu

chum

baya

.

1513

18-0

51

8,14

7,162

320,5

95

3,

098

45.4

6.16

3.27

----

----

26/09

/2009

11:35

Uso b

alneo

lógico

(se e

stá co

nstru

yend

o un h

otel y

resta

uran

te).

1613

18-0

52

8,14

9,127

319,6

88

2,

948

886.7

12.7

----

0.705

/07/20

1011

:35---

-17

1318

-053

8

,149,0

42

31

9,313

2,91

9 91

.87.8

63.3

2---

-0.5

05/07

/2010

12:47

----

1813

18-0

54

8,14

9,016

319,3

10

2,

930

90.2

8.19

3.32

----

0.502

/09/20

10---

----

-19

1318

-055

8

,149,2

31

31

9,787

2,95

5 89

.37.8

72.9

7---

-0.5

02/09

/2010

----

----

2013

18-0

56

8,15

1,056

322,0

98

3,

493

67.4

7.15

----

----

07/10

/2005

----

----

Anex

o Nº

04In

vent

ario

de m

anife

stac

ione

s geo

term

ales e

n la

zona

geo

term

al de

Cala

coa

Hora

Obse

rvac

ione

sPu

nto

Códi

goCo

orde

nada

sPa

rám

etro

s físi

co-q

uím

icos

Q

(L/s)

Fech

a

Norte

Este

Altu

raT

(°C)

pHCE

(µ

S/cm

)TD

S( g

/L)

2113

18-0

57

8,14

7,476

320,6

54

3,

197

51.6

6.5---

----

-08

/10/20

05---

----

-22

1318

-058

8

,146,2

52

32

0,897

3,21

5 42

.16.4

81.8

4---

-11

/11/20

1115

:31---

-23

1318

-059

8

,151,0

80

32

2,253

3,54

2 89

.57.5

22.6

3---

-0.3

12/11

/2011

----

----

2413

18-0

60

8,14

9,132

319,6

85

2,

957

82.6

7.86

3.31

----

0.412

/11/20

1108

:56---

-25

1318

-061

8

,142,6

81

32

4,408

3,92

6 31

.86.2

60.6

9---

-0.7

12/11

/2011

08:40

----

2613

18-0

62

8,14

9,524

320,8

45

2,

978

212.9

22.5

2---

----

-12

/11/20

1109

:38---

-

Anex

o Nº

04 (

cont

inua

ción.

..)In

vent

ario

de m

anife

stac

ione

s geo

term

ales e

n la

zona

geo

term

al de

Cala

coa

Punt

oCó

digo

Coor

dena

das

Pará

met

ros f

ísico

-quí

mico

sQ

(L

/s)Fe

cha

Hora

Obse

rvac

ione

s

Norte

Este

Altu

raT

(°C)

pHCE

(µS/

cm)

TDS

(

g/L)

113

18-0

63

8,16

3,156

282,6

24

2,

797

30.1

6.81

2.93

----

----

29/09

/2009

13:25

Pres

encia

de al

gas v

erde

s y ba

tracio

s peq

ueño

s, pr

ecipi

tado d

e sale

s de c

olor

blanc

o, alg

unos

de fo

rma l

amina

r, ma

nanti

al po

lisur

gente

(4).

Loca

lizad

o en l

a zo

na de

Ullu

cán-

Coala

que.

213

18-0

64

8,16

3,141

282,6

34

2,

798

65.8

6.32

13.25

----

----

29/09

/2009

13:32

Mana

ntial

polis

urge

nte (3

), pr

esen

cia de

bur

bujas

, pre

cipita

dos d

e sale

s de

color

blan

co y

óxido

s. Lo

caliz

ado e

n la z

ona d

e Ullu

cán-

Coala

que.

313

18-0

65

8,16

3,145

282,6

29

2,

805

32.6

6.85

3.25

----

----

29/09

/2009

13:33

Prec

ipitad

os de

sales

de co

lor bl

anco

y óx

idos,

locali

zado

en la

zona

de U

llucá

n-Co

alaqu

e.4

1318

-066

8

,163,1

42

28

2,633

2,80

2 74

.36.2

13.02

----

----

29/09

/2009

13:38

Mana

ntial

polis

urge

nte (4

) aflo

ra en

el de

pósit

o aluv

ial, p

rese

ncia

de sa

les de

co

lor bl

anco

, óxid

os y

de co

lor ne

gro.

513

18-0

67

8,16

3,114

282,6

40

2,

795

54.9

6.09

10.44

----

0.829

/09/20

0913

:45Af

lora e

n la m

arge

n izq

uierd

a del

río A

guad

a Bue

na, e

n dep

ósito

s aluv

iales

. Lo

caliz

ado e

n la z

ona d

e Ullu

cán-

Coala

que.

613

18-0

68

8,16

3,117

282,6

39

2,

792

67.9

6.26

13---

----

-29

/09/20

0913

:52Af

lora e

n la m

arge

n der

echa

del rí

o Agu

ada B

uena

, en d

epós

itos a

luvial

es,

pres

encia

de sa

les de

color

blan

co y

óxido

s. Lo

caliz

ado e

n la z

ona d

e Ullu

cán-

Coala

que.

713

18-0

69

8,16

3,104

282,6

11

2,

758

57.2

6.81

12.7

----

129

/09/20

0914

:02Pr

ecipi

tado d

e sale

s de c

olor b

lanco

y óx

idos,

pres

encia

de al

gas v

erde

s, po

lisur

gente

(3),

locali

zado

en la

zona

de U

llucá

n-Co

alaqu

e.8

1318

-070

8

,163,0

94

28

2,634

2,76

0 60

.46.6

713

.8---

----

-29

/09/20

0914

:10Pr

ecipi

tado d

e sale

s de c

olor b

lanco

y óx

idos,

tambié

n se o

bser

va pr

ecipi

tado

negr

o, ha

y pre

senc

ia de

alga

s ver

des,

polis

urge

nte (3

), loc

aliza

do en

la zo

na de

Ul

lucán

-Coa

laque

.9

1318

-071

8

,163,0

57

28

2,586

2,78

2 57

.56.9

414

.05---

----

-29

/09/20

0914

:18Pr

ecipi

tado d

e sale

s de c

olor b

lanco

y óx

idos,

pres

encia

de al

gas v

erde

s, po

lisur

gente

(3),

locali

zado

en la

zona

de U

llucá

n-Co

alaqu

e.10

1318

-072

8

,163,0

34

28

2,547

2,72

6 29

.87.8

84.8

1---

----

-29

/09/20

0914

:27Pr

esen

cia de

alga

s ver

des y

batra

cios p

eque

ños,

prec

ipitad

o de s

ales d

e colo

r bla

nco.

Loca

lizad

o en l

a zon

a de U

llucá

n- C

oalaq

ue.

1113

18-0

73

8,16

3,027

282,5

46

2,

726

64.5

6.813

.51---

----

-29

/09/20

0914

:32Pr

ecipi

tado d

e óxid

os y

sales

de co

lor bl

anco

, loca

lizad

o en l

a zon

a de U

llucá

n-Co

alaqu

e.12

1318

-074

8

,162,9

31

28

2,544

2,78

0 78

.16.4

613

.72---

----

-29

/09/20

0914

:472 s

urge

ncias

, pre

senc

ia de

burb

ujas,

locali

zado

en la

zona

de U

llucá

n-Co

alaqu

e.13

1318

-075

8

,162,9

45

28

2,555

2,78

0 73

.46.4

114

.15---

----

-29

/09/20

0914

:55Pr

esen

cia de

burb

ujas,

locali

zado

en la

zona

de U

llucá

n- C

oalaq

ue.

1413

18-0

76

8,16

3,251

282,6

77

2,

810

23.7

7.95

5.71

----

0.807

/07/20

1012

:08---

-15

1318

-077

8

,163,1

29

28

2,635

2,79

1 75

6.56

13.15

----

07/07

/2010

13:05

----

1613

18-0

78

8,16

2,932

282,5

63

2,

765

79.5

6.81

13.9

----

0.807

/07/20

1014

:33---

-17

1318

-079

8

,162,8

56

28

2,576

2,76

4 62

.85.8

511

.54---

----

-07

/07/20

1014

:50---

-18

1318

-080

8

,159,6

27

28

2,587

2,37

4 17

.38.3

18.0

1---

-0.2

507

/07/20

1016

:25---

-19

1318

-081

8

,163,1

38

28

2,633

2,79

6 74

.67

13.44

----

0.806

/09/20

10---

----

-20

1318

-082

8

,162,9

35

28

2,546

2,77

4 80

714

.33---

-0.8

06/09

/2010

----

----

Anex

o Nº

05In

vent

ario

de m

anife

stac

ione

s geo

term

ales e

n la

zona

geo

term

al de

Ullu

cán

Hora

Obse

rvac

ione

sPu

nto

Códi

goCo

orde

nada

sPa

rám

etro

s físi

co-q

uím

icos

Q (

L/s)

Fech

a

Norte

Este

Altu

raT

(°C)

pHCE

(µS/

cm)

TDS

( g/L

)1

1318

-083

8

,187,4

51

26

9,646

4,28

6 27

.47.0

70.6

8---

-1

27/09

/2009

16:55

Pres

encia

de al

gas v

erde

s, la

usan

para

baña

rse y

lavar

ropa

, la

fuente

se co

noce

como

Mar

iposa

.2

1318

-084

8

,187,7

04

26

9,577

4,01

3 8.2

9.74

4.64

----

27/09

/2009

17:00

Lagu

na S

alina

s3

1318

-085

8

,203,1

71

31

5,006

3,53

9 32

.16.4

49.9

6---

-1

28/09

/2009

12:14

Fuer

te olo

r a H

2S, a

lgas d

e colo

r plom

o, pr

ecipi

tados

de co

lor

plomo

, pre

senc

ia de

burb

ujas y

sales

en m

enor

canti

dad.

La fu

ente

está

situa

da ce

rca al

pobla

do de

Esc

haje.

413

18-0

86

8,20

2,028

314,9

03

3,

492

29.9

6.61

12.59

----

128

/09/20

0912

:34Pr

ecipi

tado d

e colo

r gris

, olor

a H 2

S, el

agua

es de

color

azuli

no, a

es

ta fue

nte se

le de

nomi

na B

años

del C

ura,

es us

ada p

ara

baña

rse.

513

18-0

87

8,19

6,774

313,4

15

3,

267

33.8

6.21

13---

-28

/09/20

0913

:41Ol

or a

H 2S,

pres

encia

de pr

ecipi

tado d

e gris

, pre

senc

ia de

alga

s gr

ises a

negr

as. E

sta fu

ente

se lo

caliz

a al fr

ente

del p

ueblo

de

Lucc

o.6

1318

-088

8

,187,7

39

30

1,239

3,42

3 27

6.27

2.92

----

0.328

/09/20

0916

:30Pr

ecipi

tado d

e óxid

os, lo

caliz

ado c

erca

al pu

eblo

de U

binas

.7

1318

-089

8

,187,6

68

30

1,284

3,41

1 30

.16.1

93.1

6---

-0.5

28/09

/2009

16:37

Prec

ipitad

o de ó

xidos

, loca

lizad

o cer

ca al

pueb

lo de

Ubin

as.

813

18-0

90

8,18

0,857

305,6

55

3,

380

34.6

7.38

2.67

----

128

/09/20

0917

:38Ma

nanti

al po

lisur

gente

(4),

pres

encia

de al

gas v

erde

s, loc

aliza

do

cerca

al pu

eblo

de H

uarin

a.9

1318

-091

8

,182,1

35

28

6,334

4,48

9 19

.73.6

80.6

----

29/09

/2009

09:05

Fuen

te de

1 m

de di

ámetr

o, la

cual

ha fo

rmad

o un p

eque

ño do

mo

de 8

m de

diám

etro e

ntre 2

a 3 m

de al

to, pr

esen

cia de

alga

s roja

s y p

recip

itado

s de ó

xidos

y es

casa

sal, e

stá lo

caliz

ada c

erca

al

pueb

lo de

Lojen

.

1013

18-0

92

8,18

2,293

286,2

06

4,

476

30.2

4.54

1.34

----

0.829

/09/20

0909

:20Lig

ero o

lor a

H 2S,

color

del a

gua a

zulad

o, la

fuente

tiene

un

diáme

tro ap

roxim

ado d

e 5 m

, está

loca

lizad

a cer

ca al

pueb

lo de

Lo

jen.

1113

18-0

93

8,18

2,263

286,0

87

4,

478

30.2

4.31

1.33

----

0.829

/09/20

0909

:27Lig

ero o

lor a

H 2S,

pres

encia

de bu

rbuja

s en l

a par

te ce

ntral,

color

de

l agu

a azu

lado,

la fue

nte tie

ne un

diám

etro a

prox

imad

o de 1

2 m,

profu

ndida

d de 0

.5 m

en lo

s bor

des y

en el

centr

o 2 m

, la fu

ente

se

locali

za ce

rca al

pueb

lo de

Loje

n.

1213

18-0

94

8,20

3,150

315,0

30

3,

480

35.1

6.07

10.85

----

0.309

/07/20

1011

:14---

-13

1318

-095

8

,203,2

78

31

4,953

3,46

3 34

.17.0

510

.3---

-0.3

09/07

/2010

12:20

----

1413

18-0

96

8,20

2,014

314,9

07

3,

463

31.3

6.412

.44---

-0.5

09/07

/2010

13:07

----

1513

18-0

97

8,17

0,027

307,5

41

2,

336

506.8

62.9

4---

-0.2

10/07

/2010

10:15

----

1613

18-0

98

8,18

7,410

266,7

82

4,

324

14.3

8.72

1.053

----

10/07

/2010

15:01

----

1713

18-0

99

8,19

6,774

313,4

14

3,

070

41.3

713

----

0.511

/07/20

10---

----

-

Anex

o Nº

06In

vent

ario

de m

anife

stac

ione

s geo

term

ales e

n la

zona

geo

term

al de

Ubi

nas

Fech

aHo

raOb

serv

acio

nes

Punt

oCo

orde

nada

sPa

rám

etro

s físi

co-q

uím

icos

Q (L/s)

Códi

go

Norte

Este

Altu

raT

(°C)

pHCE

(µS/

cm)

TDS

( g/L

)1

1318

-100

8,146

,390

38

3,902

4,6

50

43

66.7

----

3.528

/08/20

10---

----

-2

1318

-101

8,148

,658

38

0,989

4,6

30

61

719

.3---

-29

/08/20

10---

----

-3

1318

-102

8,148

,678

38

0,990

4,5

93

72

.66.3

720

.1---

-02

/07/20

1010

:29---

-

Anex

o Nº

07

Hora

Obse

rvac

ione

sPu

nto

Códi

goCo

orde

nada

sPa

rám

etro

s físi

co-q

uím

icos

Q

(L/s)

Fech

a

Inve

ntar

io d

e man

ifest

acio

nes g

eote

rmale

s en

la zo

na g

eote

rmal

de C

ruce

ro

RELACIÓN DE MAPAS E ILUSTRACIONES

Mapas a escala 1: 200,000

Mapa N° 1 GeológicoMapa N° 2 Inventario de manifestaciones geotermales

Figuras

Figura 1 Mapa Geotérmico del Perú (Vargas, 2008).Figura 2 Ubicación de lotes y áreas geotérmicas en la región V.Figura 3 Muestreo para análisis de metales disueltos, aniones e isótopos.Figura 4 Multiparamétro para medición de temperatura, pH y conductividad.Figura 5 Mapa de ubicación de las zonas geotermales en la región Moquegua.Figura 6 Mapa de ubicación de la zona geotermal de Titire-Puente BelloFigura 7 Manifestaciones termales en Puente Bello-Titire. A la izquierda, se observan las fuentes en la zona de Puente Bello

y, a la derecha, en la zona de Pampa Vilaje.Figura 8 Afloramiento de areniscas del Gpo. Maure, en la zona del Cº Puentecollo.Figura 9 Imagen satelital donde se muestran las principales fallas y lineamientos estructurales en Titire-Puente Bello.Figura 10 Vista del afloramiento de sinter plegado y totalmente fracturado.Figura 11 Ubicación de las manifestaciones geotermales en la zona geotermal de Titire-Puente Bello.Figura 12 Manifestación geotermal en la zona de Puente Bello, nótese la presión de surgencia, así como la precipitación de

sinter.Figura 13 Manifestación geotermal en la zona de Pampa Vilaje.Figura 14 Vista de una surgencia de agua a manera de torre.Figura 15 Diagrama ternario (Giggenbach, 1988): Clasificación de fuentes termales asociadas a la zona geotermal de Titire-

Puente Bello, de acuerdo con la composición relativa de aniones dominantes.Figura 16 Composición relativa de las especies conservativas Cl-Li-B en fuentes termales de Titire-Puente Bello.Figura 17 Diagrama binario Cl vs. B de aguas termales de Titire-Puente Bello.Figura 18 Geotermómetro de Na-K-Mg para las aguas termales de Titire-Puente Bello (Giggenbach, 1991a).Figura 19 Geotermómetro comparativo de K/Mg y K/Ca extrapolado con Log (K2/Mg) (Giggenbach & Goguel, 1989).Figura 20 Diagrama de Na-K/Mg-Ca para las aguas termales de Titire-Puente Bello (Giggenbach & Goguel, 1989).Figura 21 Temperaturas geoquímicas de aguas termales de la zona geotermal de Titire-Puente Bello (Truesdell & Fournier,

1976; Fournier, 1979; Giggenbach, 1988).Figura 22 Modelo de mezcla sílice vs. entalpía para la zona geotermal de Titire-Puente Bello.Figura 23 Modelo de mezcla cloruro-entalpía para la zona geotermal de Titire-Puente Bello.Figura 24 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas termales de la zona geotermal de Titire-Puente Bello, en comparación con

a Línea de Agua Meteórica Global.

Figura 25 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas termales de la zona geotermal de Titire-Puente Bello, en comparación conla Línea de Agua Meteórica Local.

Figura 26 Modelo conceptual de la circulación de fluidos en la zona geotermal de Titire-Puente Bello (West Japan EngineeringConsultants, 2012).

Figura 27 Vistas de los letreros donde se señala como zona arqueológica a Titire (Puente Bello).Figura 28 Mapa de ubicación de la zona geotermal de Tolapalca-Ichuña-Jesús María.Figura 29 Vista panorámica del sector de Jesús María.Figura 30 Vista panorámica del sector de Tolapalca.Figura 31 Afloramientos de andesitas de la Fm. Pichu en ambas márgenes del río San Antonio, sector de Jesús María.Figura 32 Depósitos aluviales en el río San Antonio, sector de Jesús María.Figura 33 Imagen satelital donde se muestran las principales fallas y lineamientos estructurales en Jesús María-Ichuña-Tolapalca.Figura 34 Ubicación de las principales manifestaciones geotermales en Jesús María-Ichuña-Tolapalca.Figura. 35 Fuente termal con burbujeo en el cauce del río San Antonio, nótese la presencia de óxidos y algas.Figura 36 Depósitos de travertinos en Jesús María.Figura 37 Fuente termal en la zona de Ichuña, nótese los precipitados de sales de color blanquecino.Figura 38 Vista de las fuentes termales en ambas márgenes del río Quemillane, Tolapalca.Figura 39 Fuente termal de mayor caudal en la zona de Tolapalca.Figura 40 Vista del colapso de los depósitos de travertinos producto de la actividad de las fuentes termales en Tolapalca.Figura 41 Diagrama ternario (Giggenbach, 1988): Clasificación de fuentes termales asociadas a la zona geotermal de Jesús

María, Tolapalca y Calasaya, de acuerdo con la composición relativa de aniones dominantes.Figura 42 Composición relativa de las especies conservativas Cl-Li-B, en fuentes termales de Jesús María, Tolapalca y Calasaya.Figura 43 Diagrama binario Cl vs. B de las aguas termales de Jesús María, Tolapalca y Calasaya.Figura 44 Geotermómetro de Na-K-Mg para las aguas termales de Jesús María, Tolapalca y Calasaya (Giggenbach, 1991a).Figura 45 Temperaturas geoquímicas de aguas termales de las zonas geotermales de Jesús María y Tolapalca (Truesdell,

1976; Fournier, 1979; Giggenbach, 1988).Figura 46 Geotermómetro comparativo de K/Mg y K/Ca extrapolado con Log (K2/Mg) (Giggenbach & Goguel, 1989).Figura 47 Diagrama de Na-K/Mg-Ca para las aguas termales de Jesús María, Tolapalca y Calasaya (Giggenbach & Goguel,

1989).Figura 48 Modelo de mezcla sílice vs. entalpía para las zonas geotermales de Jesús María, Tolapalca y Calasaya.Figura 49 Modelo de mezcla cloruro-entalpía para las zonas geotermales de Jesús María, Tolapalca y Calasaya.Figura 50 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas termales de la zona geotermal de Jesús María en comparación con la Línea

de Agua Meteórica Global.Figura 51 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas termales de la zona geotermal de Jesús María en comparación con la Línea

de Agua Meteórica Local.Figura 52 Modelo conceptual de la circulación de fluidos en la zona geotermal de Jesús María (West Japan Engineering

Consultants, 2012Figura 53 Niños bañándose y jugando en las fuentes termales surgentes en el río San Antonio, en Jesús María.Figura 54 Vista de las pozas termales en Ichuña.Figura 55 Mapa de ubicación de la zona geotermal de Calacoa.

Figura 56 Vapor producto de la actividad geotermal en Secolaque, río Putina.Figura 57 Manifestaciones geotermales en el río Putina.Figura 58 Fuente termal en Soquesane, ubicado al sur del volcán Ticsani.Figura 59 Vista desde el suroeste del volcán Ticsani, nótese los domos sobreyaciendo a depósitos de lavas en bloques (foto de:

Mariño, 1999).Figura 60 Vista de depósitos aluviales en la rivera del río Putina.Figura 61 Estructuras tectónicas asociadas a los volcanes Ticsani y Huaynaputina (Mariño & Thouret, 2003).Figura 62 Imagen satelital donde se muestran las principales fallas y lineamientos estructurales en Calaco-Putina.Figura 63 Localización de las principales manifestaciones geotermales en la zona geotermal de Calacoa.Figura 64 Vistas de la descarga a gran presión de las fuentes en Putina, Calacoa.Figura 65 Alteración de roca volcánica producto de la actividad geotermal.Figura 66 Depósitos de sinter en la zona de Secolaque.Figura 67 Fuentes termales en depósitos aluviales, nótese la presencia de precipitados de sales y óxidos alrededor de estas.Figura 68 Fuente termal en la zona de Soquesane.Figura 69 Diagrama ternario (Giggenbach, 1988): Clasificación de fuentes termales asociadas a la zona geotermal de Calacoa,

de acuerdo con la composición relativa de aniones dominantes.Figura 70 Composición relativa de las especies conservativas Cl-Li-B, en fuentes termales de Calacoa.Figura 71 Diagrama binario Cl vs. B de las aguas termales de Calacoa.Figura 72 Geotermómetro de Na-K-Mg para las aguas termales de Calacoa (Giggenbach, 1991a).Figura 73 Geotermómetro comparativo de K/Mg y K/Ca extrapolado con Log (K2/Mg) (Giggenbach & Goguel, 1989).Figura 74 Diagrama de Na-K/Mg-Ca para las aguas termales de Calacoa (Giggenbach & Goguel, 1989).Figura 75 Temperaturas geoquímicas de aguas termales de la zona geotermal de Calacoa (Truesdell, 1976; Fournier, 1979;

Giggenbach, 1988).Figura 76 Modelo de mezcla sílice vs. entalpía para la zona geotermal de Calacoa.Figura 77 Modelo de mezcla cloruro-entalpía para la zona geotermal de Calacoa.Figura 78 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas termales de la zona geotermal de Calacoa en comparación con la Línea

de Agua Meteórica Global.Figura 79 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas termales de la zona geotermal de Calacoa en comparación con la Línea de

Agua Meteórica Local.Figura 80 Modelo conceptual de la circulación de fluidos en la zona geotermal de Calacoa (West Japan Engineering Consultants,

2012).Figura 81 Complejo termal de Cuchumbaya.Figura 82 Mapa de ubicación de la zona geotermal de Ullucán-Omate.Figura 83 Manifestaciones geotermales en Ullucán.Figura 84 Vista de pastizales y zonas de cultivo en los alrededores de Ullucán.Figura 85 Imagen satelital del anfiteatro del volcán Huaynaputina donde se muestran los patrones estructurales que lo controlan

(Lavallée et al., 2009).Figura 86 Imagen satelital donde se muestran las principales fallas y lineamientos estructurales en Ullucán.Figura 87 Localización de las principales manifestaciones geotermales en Ullucán.

Figura 88 Fuente termal que surge en depósitos aluviales en la margen izquierda de la quebrada Ullucán.Figura 89 Vista de óxidos y sales precipitadas en una fuente termal en Ullucán.Figura 90 Vista de fuentes que surgen a manera de chorros, de igual modo se observan los depósitos aluviales consolidados

producto de la actividad hidrotermal (precipitados).Figura 91 Diagrama ternario (Giggenbach, 1988): Clasificación de fuentes termales asociadas a la zona geotermal de Ullucán-

Omate, de acuerdo con la composición relativa de aniones dominantes.Figura 92 Composición relativa de las especies conservativas Cl-Li-B, en fuentes termales de Ullucán-Omate.Figura 93 Diagrama binario Cl vs. B de las aguas termales de Ullucán.Figura 94 Geotermómetro de Na-K-Mg para las aguas termales de Ullucán-Omate (Giggenbach, 1991a).Figura 95 Geotermómetro comparativo de K/Mg y K/Ca extrapolado con Log (K2/Mg) (Giggenbach & Goguel, 1989).Figura 96 Diagrama de Na-K/Mg-Ca para las aguas termales de Ullucán-Omate (Giggenbach & Goguel, 1989).Figura 97 Temperaturas geoquímicas de aguas termales de la zona de Ullucán-Omate (Truesdell, 1976; Fournier, 1979;

Giggenbach, 1988).Figura 98 Modelo de mezcla sílice vs. entalpía para la zona geotermal de Ullucán.Figura 99 Modelo de mezcla cloruro-entalpía para la zona geotermal de Ullucán-Omate.Figura 100 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas termales de la zona de Ullucán-Omate en comparación con la Línea de

Agua Meteórica Global.Figura 101 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas termales de la zona de Ullucán-Omate en comparación con la Línea de

Agua Meteórica Local.Figura 102 Modelo conceptual de la circulación de fluidos en la zona geotermal de Ullucán-Omate (West Japan Engineering

Consultants, 2012).Figura 103 Vista del complejo termal (en construcción) en Ullucán.Figura 104 Poza termal construida en la quebrada de Ullucán.Figura 105 Mapa de ubicación de la zona geotermal de UbinasFigura 106 Mapa de ubicación del volcán Ubinas y poblados aledaños al volcán.Figura 107 Vista de la laguna Salinas, al fondo nótese el flanco este del volcán Ubinas. Foto tomada desde el sector de pampa

Escareoc.Figura 108 Vista de cultivos en la zona de Ubinas.Figura 109 Vista del flanco derecho de un anticlinal erosionado en areniscas cuarzosas de la Fm. Huallhuani. Asimismo, nótesel a actividad hidrotermal manifestada a través de fuentes termales y depositación de sinter.Figura 110 Vista del flanco suroeste del volcán Ubinas.Figura 111 Vista de los depósitos de boro en laguna Salinas.Figura 112 Imagen satelital donde se muestran las principales fallas y lineamientos estructurales en Ubinas.Figura 113 Localización de las principales manifestaciones geotermales en Ubinas.Figura 114 Depósitos de sinter en la zona de Yunga.Figura 115 Fuente que surge a manera de volcancito en Lojen.Figura 116 Diagrama ternario (Giggenbach, 1988): Clasificación de fuentes termales asociadas a la zona geotermal de Ubinas,

de acuerdo con la composición relativa de aniones dominantes.Figura 117 Composición relativa de las especies conservativas Cl-Li-B, en fuentes termales de Ubinas.Figura 118 Diagrama binario Cl vs. B de las aguas termales de Ubinas.

Figura 119 Geotermómetro de Na-K-Mg para las aguas termales de Ubinas (Giggenbach, 19Figura 120 Geotermómetro comparativo de K/Mg y K/Ca extrapolado con Log (K2/Mg) (Giggenbach & Goguel, 1989).Figura 121 Diagrama de Na-K/Mg-Ca para las aguas termales de Ubinas (Giggenbach & Goguel, 1989).Figura 122 Temperaturas geoquímicas de aguas termales de la zona geotermal de Ubinas (Truesdell, 1976; Fournier, 1979;

Giggenbach, 1988).Figura 123 Modelo de mezcla sílice vs. entalpía para la zona geotermal de Ubinas.Figura 124 Modelo de mezcla cloruro-entalpía para la zona geotermal de Ubinas.Figura 125 Modelo conceptual de la circulación de los fluidos en la zona geotermal de Ubinas.Figura 126 Piscina construida en la fuente de Baños de CuraFigura 127 Piscinas abandonadas en Ubinas.Figura 128 Fuente Mariposa, ubicada cerca de la laguna Salinas, esta fuente es usada para lavar ropa por pobladores de las

cercanías.Figura 129 Mapa de ubicación de la zona geotermal de Crucero.Figura 130 Vista de la zona geotermal de Crucero.Figura 131 Mapa estructural de la zona geotermal de Crucero.Figura 132 Mapa topográfico de la localización de manantiales termales en Crucero.Figura 133 Vista del área donde emergen fuentes de agua termal, localizada al NO de la zona geotermal de Crucero.Figura 134 Vista del área donde emergen fuentes de agua termal de bajo flujo, localizada al N de la zona geotermal de Crucero.Figura 135 Diagrama ternario (Giggenbach, 1988): Clasificación de fuentes termales asociadas a la zona geotermal de Crucero,

de acuerdo con la composición relativa de aniones dominantes.Figura 136 Composición relativa de las especies conservativas Cl-Li-B, en fuentes termales de Crucero.Figura 137 Diagrama binario Cl vs. B de las aguas de la zona geotermal de Crucero.Figura 138 Geotermómetro de Na-K-Mg para las aguas termales de Crucero (Giggenbach, 1991a).Figura 139 Geotermómetro comparativo de K/Mg y K/Ca extrapolado con Log (K2/Mg) (Giggenbach & Goguel, 1989).Figura 140 Diagrama de Na-K/Mg-Ca para las aguas termales de Crucero (Giggenbach & Goguel, 1989).Figura 141 Temperaturas geoquímicas de aguas de la zona geotermal de Crucero (Truesdell, 1976; Fournier, 1979; Giggenbach,

1988).Figura 142 Modelo de mezcla sílice vs. entalpía para la zona geotermal de Crucero.Figura 143 Modelo de mezcla cloruro-entalpía para la zona geotermal de Crucero.Figura 144 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas de la zona geotermal de Crucero en comparación con la Línea de Agua

Meteórica Global.Figura 145 Relación de δ2H vs. δ18O para las aguas de la zona geotermal de Crucero en comparación con la Línea de Agua

Meteórica Local.Figura 146 Modelo conceptual de la circulación de fluidos en la zona geotermal de Crucero (West Japan Engineering Consultants,

2012).Figura 147 Fuente termal de Viscachuni localizada en la zona geotermal de Crucero.Figura 148 Mapa geotérmico de la región Moquegua.Figura 149 Mapa geotérmico de la región Moquegua, donde se muestra el potencial geotérmico de cada zona geotérmica

CuadrosCuadro 1 Capacidades de generación geotermal instaladas en el mundo desde 1995 a 2000 (Huttrer, 2001) y a comienzos del

2003Cuadro 2 Usos no eléctricos de la energía geotérmica en el mundo (2000): energía térmica instalada (MWt) y uso de la energía

(TJ/año). Tomado de Lund & Freeston (2001).Cuadro 3 Potencial geotérmico en América Central, el Caribe y América del SurCuadro 4 Criterio de aceptación del balance iónico (Murray & Wade, 1996; Greenberg, A.E.; Clesceri, L.S. & Eaton, A.D., eds.,

1992)Cuadro 5 Parámetros medidos in situ de las muestras colectadasCuadro 6 Resultado de la composición química de las fuentes termalesCuadro 7 Resultados del cálculo de temperaturas por geotermómetrosCuadro 8 Resultados del análisis isotópico de δ2H y δ18OCuadro 9 Parámetros medidos in situ de las muestras colectadasCuadro 10 Resultado de la composición química de las fuentes termales de la zona de Jesús María, Tolapalca y CalasayaCuadro 11 Resultados del cálculo de temperaturas por geotermómetrosCuadro 12 Resultados del análisis isotópico de δ2H y δ18OCuadro 13 Parámetros medidos in situ de las muestras colectadasCuadro 14 Resultado de la composición química de las fuentes termalesCuadro 15 Resultados del cálculo de temperaturas por geotermómetrosCuadro 15 Resultados del análisis Isotópico de δ2H y δ18OCuadro 16 Parámetros medidos in situ de las muestras colectadasCuadro 17 Resultado de la composición química de las fuentes termalesCuadro 18 Resultados del cálculo de temperaturas por geotermómetrosCuadro 19 Resultados del análisis isotópico de δ2H y δ18OCuadro 20 Parámetros medidos in situ de las muestras colectadasuraCuadro 21 Resultado de la composición química de las fuentes termalesCuadro 22 Resultados del cálculo de temperaturas por geotermómetrosCuadro 23 Parámetros medidos in situ de las muestras colectadasCuadro 24 Resultado de la composición química de las fuentes termalesCuadro 25 Resultados del cálculo de temperaturas por geotermómetrosCuadro 26 Resultados del análisis isotópico de δ2H y δ18OCuadro 27 Resultados mineralógicos de muestras de rocas colectadas en las zonas geotermalesCuadro 28 Potencial geotérmico estimado para las zonas geotermales de la región Moquegua (West Japan Engineering Consultants,

2012)

Anexos

Foto 01 Fuentes termales Puente Bello en la zona geotermal de Titire-Puente Bello.Foto 02 Fuentes termales con dos surgencias y abundantes precipitados de sales en la zona geotermal de Titire-Puente Bello.Foto 03 Zona geotermal de Jesús María.

Foto 04 Fuente termal en la zona de Jesús María.Foto 05 Fuente termal en la zona de Tolapalca.Foto 06 Fuente termal en la zona de Calasaya.Foto 07 Fuente termal en la zona geotermal de Calacoa.Foto 08 Fuente termal Putina que surge a presión en la zona geotermal de Calacoa.Foto 09 Fuente termal Putina que surge a presión en la zona geotermal de Calacoa.Foto 10 Fuente termal Secolaque que surge a presión en la zona geotermal de Calacoa.Foto 11 Fuente termal Secolaque que surge a presión en la zona geotermal de Calacoa.Foto 12 Fuentes termales en la zona geotermal de Ullucán.Foto 13 Fuentes termales en la zona geotermal de Ullucán.Foto 14 Fuente termal Eschaje en la zona geotermal de Ubinas.Foto 15 Fuente termal Baños del Cura en la zona geotermal de Ubinas.Foto 16 Laguna Salinas.Foto 17 Zona geotermal de Crucero.Foto 18 Fuente termal Viscachuni en la zona geotermal de Crucero.Foto 19 Fuente termal en la zona geotermal de Crucero.Foto 20 Fuentes termales pequeñas alineadas de N-S en la zona geotermal de Crucero.

Caracterización y Evaluación del Potencial Geotérmico de la ...

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