Ficha Turismo Científico 8 El Volcan Hudson Felipe Andrade

IDENTIFICACIÓN Y MAPEO DE “HOT SPOTS” PARA EL DESARROLLO DEL TURISMO CIENTÍFICO Del Destino Archipiélagos Patagónicos

ODDT – Cermosem F-07170 MIRABEL

FRANCIA

ODDT

Association Observation des Dynamiques et du Développement Territorial

Respuesta de la asociación ODDT a:

ASESORÍA

“IDENTIFICACIÓN Y MAPEO

DE “HOT SPOTS”

PARA EL DESARROLLO DEL

TURISMO CIENTÍFICO”

Del Destino Archipiélagos Patagónicos”

Informe Final Coyhaique, Chile y Mirabel, Francia

30 de Septiembre 2014

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Este trabajo informa sobre el resultado de la consultoría ODDT en el marco del proyecto

“Archipiélagos Patagónicos, destino internacional para el turismo científico”, financiado por el Fondo

Multilateral de Inversiones (Fomin) del Banco Interamericano de Desarrollo (BID) y ejecutado por el

Centro de Investigación en Ecosistemas de la Patagonia (CIEP), de identificación y mapeo de los

“Hots spots” de Turismo Científico (abreviado TC en adelante) de la región de Aysén. Esta parte del

proyecto trata de identificar zonas específicas donde se pueden desarrollar productos de TC en la

región de Aysén con alcance internacional, así como crearlos y probar sus factibilidades en terreno.

Estos productos serán base para la generación y el desarrollo de un futuro hotspot de Turismo

Científico en la región de Aysén. Este informe propone una definición mas precisa de un hotspot que

incluye tres dimensiones: un tema; un espacio y un actor unidos alrededor de un proyecto.

Un primer capítulo ofrecerá en primer lugar una presentación general del equipo de trabajo así como

del proyecto y sus definiciones asociadas. En segundo lugar, se enfocará en los resultados de las

distintas fases operativas para terminar en tercer lugar con recomendaciones generales acerca del

Turismo Científico en la región de Aysén.

El segundo capítulo presentará los 23 productos de TC los cuales corresponden a lugares

emblemáticos potenciales para su desarrollo, que contendrán una ficha técnica y una científica.

Están presentados en este informe varios productos de TC que abarcan diversas temáticas científicas y

proponen valorizar distintos recursos de la región.

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Este mapa nos presenta todos los itinerarios de la totalidad de los productos de TC propuesto así como

las áreas de estudio prioritarias. Podemos destacar que los productos están presentes en las cincos

zonas y se reparten en largas áreas de la región.

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Producto Turismo Científico n°8

El volcán Hudson, cabalgando entre fuego y hielo

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El volcán Hudson, cabalgando

entre fuego y hielo

ZONAS

3 & 4

Forma de Turismo Científico Viaje científico y cultural de aventura deportiva

Tema predilecto Dinámicas de la Tierra y de los Océanos

Lugares Emblemáticos Laguna San Rafael y Archipiélagos de las Guaitecas

Localidad Cabecera Puerto Tranquilo o Puerto Aysén

Duración 12 días

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RESUMEN

El volcán Hudson ubicado en la región de Aysén (45°54’S, 72°58’W), con una altura de

1905 m snm, antes conocido como volcán Huemules o Ventisquero, es considerado como

el centro volcánico más activo del extremo sur de la ZVS (Zona volcánica sur)

relacionado con el fenómeno de subducción de la placa Nazca debajo de la placa

suramericana.

El volcán Hudson se hizo famoso en 1991 por ser el sitio de la segunda erupción Chilena

mas intensa del siglo veinte con una fuerza de 5 en el Volcanic Explosivity Index. Una

nueva erupción fue registrada en el 2011 pero mucho más pequeña.

La actividad eruptiva del Hudson se ha caracterizado por erupciones explosivas con

generación de columnas eruptivas de máximo 20 km de altura, con dispersión de pómez,

escoria y ceniza asociada, y además por la generación de lahares que han escurrido

preferentemente por los valles Huemules y Cupquelán.

Este producto ofrece ir observar a lo mas cerca este fenómeno único en la zona. Gracias a

una expedición deportiva atravesando zona cuasi prístinas de bosque nativo a lo largo del

río huemul se podrá hacer cumbre en este volcán mítico para observar las huellas de sus

erupciones antepasadas y quizás obtener más informaciones acerca de su probable

próxima erupción.

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Informe Científico

Felipe ANDRADE

Geólogo

Las características de la convergencia entre la Placa de Nazca y la Placa Sudamericana controla la actividad volcánica, sísmica y la deformación en los Andes del Sur. De esta forma, variaciones en la geometría de la zona del canal de subducción (Wadati-Benioff), dispone de una división del arco volcánico andino cuaternario en tres segmentos, denominados Zona Volcánica Central (ZVC; 17°-28°S), Zona Volcánica Sur (ZVS; 33°-46°S) y Zona Volcánica Austral (ZVA; 48º-56ºS) (e.g. Lopez-Escobar et al.1995; Stern, 2004). La Zona Volcánica Sur (ZVS), presenta una estrecha relación con la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui, rasgo estructural de primer orden, controlando el arco volcánico de los Andes Patagónicos.

Figura1; Marco tectónico de los Andes del Sur (Rosenau et al., 2006). ZFLO (Zona de Falla Liquiñe-

Ofqui); ZVS (Zona Volcánica del Sur). Los puntos marcan la migración del Punto Triple en el neógeno y su edad.

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La Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (Figura 1) corresponde a un arreglo de fallas y lineamientos de primer orden, de rumbo general N 10° E, asociada espacialmente al arco volcánico Cuaternario en los Andes del Sur y al Batolito Norpatagónico (BNP). Ha sido explicada como una estructura en flor positiva, con diferentes grados de exhumación de niveles profundos de la corteza (principalmente rocas del BNP) y una tasa de exhumación superior a 1,6 mm/año desde el Plioceno (Thomson, 2002; Cembrano et al., 2002); o como un dúplex de rumbo dextral (Lavenu & Cembrano, 1999) de raíz cortical profunda, que controla en gran parte la deformación en la Cordillera Patagónica y el volcanismo en la Zona Volcánica Sur entre los 38°y 46° S (Figura 2.1.) (Cembrano & Moreno, 1994; López-Escobar et al., 1995; Cembrano & Lara, 2009). El geólogo alemán Hans Steffen (1944) es el primero en distinguir su presencia, en la zona al S de Hornopirén, basándose en los lineamientos NNE a NNW que marcan la morfología de los fiordos, la escarpada y abrupta elevación de la Cordillera y la ubicación de los centros volcánicos post-glaciales. Posteriormente Weischet (1960) alude la presencia de una falla de rumbo aproximado N 10° E, en la Cordillera Andina entre los 39° y 42° S. donde autores la denominan Falla Liquiñe-Reloncaví, concepto que es refozada por Herve et al., 1979. Donde se hace mención por primera vez a la ZFLO como rasgo geomorfológico (Figura 1). La falla Liquiñe-Ofqui, tiene su inicio en el Golfo de Penas (47°S, Oeste de la región de Aysen), donde se ha interpretado como una cuenca extensional (pull-apart) por (Forsythe & Nelson ,1985), y se extendiendose hacia el Norte, donde su recorrido es bastante notorio, debido a la intensa denudación del terreno producto de la erosión de las glaciaciones del Pleistoceno. En su inicio tiene rumbo NE-SW entre los 47° y los 46° S, para luego volverse NNE-SSW. Su trazado geomorfológico es claro hasta los 39° 30’ S, donde intercepta la cadena volcánica Villarrica-Quetrupillán-Lanín, de dirección NW-SE. Hacia el Norte de ésta, ha sido identificada como una serie de lineamientos morfoestructurales y volcánicos, de orientaciones NNE a NE, prolongándose hasta los 38° S en el área próxima al Cordón Fisural Callaqui (Sielfeld, 2008), para terminar en una zona de transferencia NE, marcada por el lineamiento Callaqui-Copahue-Mandolegüe que la conecta estructuralmente con el sistema de fallas Copahue-Antiñir (Folguera et al., 2002; Melnick et al., 2006; Rosenau et al., 2006). Se tiene conocimiento de evidencia más antigua de movimiento de la zona de falla Liquiñe-Ofqui (ZFLO), en milonitas (rocas de predominio dúctil) del Cretácico (100 Ma) (Cembrano et al., 1996). También de describen que en la zona sur del segmento de la ZFLO (Golfo de penas) se desarrollaron cuencas extensionales (Herve et al., 1995).

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Posteriormente en el Mioceno-Pleistoceno (23-2,5 Ma), se desarrolla zonas de cizalle dúctil, asociados a un régimen tectónico transpresivo (esfuerzos compresivos) con componente de cizalle vertical, con alto ángulo de inclinación (aprox. 90°) en las zonas de fractura. Esto facilito la intrusión sintectónica de cuerpos magmáticos, que conformaron el Batolito Norpatagónico, dichas estructuras son fundamentales en el desarrollo de la cordillera Norpatagónica y el arco magmático del neógeno, coexistiendo simultáneamente cn zonas de cizalle (zonas de fractura). Desde el Pleistoceno Inferior, el sistema de fracturas y fallas que conforman la ZFLO habría servido de canal de ascenso para los magmas ejerciendo un control en los mecanismos de transporte, almacenamiento cortical y diferenciación de los magmas. Esto se ve reflejado en las características del volcanismo. Se identifica un grupo de estructuras que presentan una orientación NE-SW, representan un régimen trasntensivo (Extensión) y se asocia a rocas mas primitivas y un volcanismo menos explosivo (rocas básicas), y por otro lado, las estructuras con orientación NW-SE estarían afectadas por un régimen transgresivo, lo que implica magmas mas diferenciados (rocas acidas) y un volcanismo mucho más explosivo (Figura 2) (Cembrano y Moreno ,1994; lopez-Escobar et al., 1995; Cembrano y Lara, 1999).

Figura 2; Esquema descriptivo de la relación entre régimen tectónico y la distribución de estratovolcanes, conos

adventicios y centros eruptivos menores. La orientación de los principales esfuerzos tectónicos (ejes); el de máxima compresión horizontal (σ1) y el de mínima comprensión horizontal (σ3), se ubican ortogonales a regímenes locales de transpresión NW-SE y Transtensión NE-NW respectivamente, determinando así la

distribución de los centros volcánicos a los largo de un región transcurrente dextral, descrito para la ZFLO (Guzmán, 2014)

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Volcanes de Puyuhuapi Conjunto volcánico ubicado en la región de Aysén (44°20’S y 72°34’W), Chile. Presentando una altura de 524m. Estos centros eruptivos fueron investigados por primera vez por Fuenzalida, 1976. De acuerdo a Lahsen, 1994. Estos volcanes están constituidos por 2 agrupaciones de centros eruptivos, los cuales se distribuyen en 2 lineamientos paralelos de rumbo N40°E. uno de estos grupos se dispone a lo largo del extremo noroccidental del fiordo Puyuhuapi; el otro está alineado a unos 2 km al oriente, entre el pueblo de Puyuhuapi y el lago Risopatrón.

El primero lo componen 4 centros eruptivos que han dado origen a pequeños conos de piroclastos, cuyas alturas sobre el nivel local varían entre 120 y 220m y su diámetro basal de 400 a 650m. Sus flujos de lavas descienden por el borde del valle hasta el brazo de mar. Los centros eruptivos alineados más al este corresponden a 4 conos de piroclastos de pequeñas dimensiones, con escasa emisión de flujos de lavas. El volcán ubicado en el extremo norte consiste en un cono de 150m s.n.m. con un diámetro basal de unos 450m. El aparato volcánico ubicado en el extremo sur es el de mayor tamaño, está compuesta por un cono truncado de diámetro basal de 1250 m., el cual culmina a unos 60 m de altura en cráter de 700 m de diámetro; al interior de este cráter se desarrolla un nuevo cono de piroclástico de 59 m de altura. Siguiendo este mismo lineamiento, 3,6km mas al sur, en la ribera oriental del fiordo existen derrames de lava basáltica, las cuales se descuelgan desde lo alto del acantilado. El centro de emisión de estos volcanes debe ubicarse en la parte alta, probablemente en un punto a 710 m s.n.m., aún cuando en las fotografías aéreas no se aprecia ninguna estructura volcánica. Esta línea oriental de centros eruptivos ha sido, en parte, causante del embalsamiento del Lago Risopatrón, el cual ocupa el mismo valle glácial que inmediatamente al sur está ocupado por el brazo de mar de Puyuhuapi. La totalidad de los conos de piroclásticos se presentan perfectamente conservados, con un mínimo de erosión, lo que indica una actividad eruptiva bastante reciente (González-Ferrán, 1995).

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Volcanes de Puyuhuapi, Mapa Geológico-morfológico, Según Lahsen, 1994.

Estructuralmente, estos volcanes se disponen en lineamientos N40°E, orientados en igual forma que otras fracturas visibles claramente más hacia al este. Todas estas fracturas se relacionan con la zona de falla Liquiñe-Ofqui, que mas al oeste se manifiesta en toda su intensidad, afectado las rocas plutónicas que constituyen el basamento de la zona. La mayoría de las lavas de estos volcanes corresponden a basaltos porfídicos. Una muestra de estos basaltos presenta al microscopio fenocristales de olivino (5%), plagioclasas (66%), en una matriz hialofítica de grano fino constituida de olivino, plagioclasas, clinopiroxeno, mineral opaco y vidrio. Actividad histórica de erupciones, no hay registro. La peligrosidad y el riesgo, debe considerarse una región de volcanismo potencialmente activo, en el cual pueden ocurrir nuevas erupciones monogenéticas.

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Distribución de los volcanes y ubicación del Volcanes de Puyuhuapi, relación estructuras y litologías a lo

largo de Chile

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Volcán Mentolat Se encuentra ubicado en la región de Aysén (44°40’S y 73°5’W), Chile; Al Oeste de Puerto Cisnes. Corresponde a un estrato-volcán con un cráter-caldera de unos 6 km de diámetro y un altura de 1660 m s.n.m. presenta una cubierta glaciar, que se levanta en la parte central de la isla Magdalena. Un flujo de lava andesítico (63,02% SiO2) con rasgos morfológicos muy frescos escurre por la vertiente occidental del volcán. Probablemente representa una de las últimas fases eruptivas. En general las lavas y piroclastos varían desde basalto (53,44% SiO2) a andesitas (60,55% SiO2). La edad se estima Pleistoceno Superior-Reciente.

Imagen satelital falso-color ASTER, volcán Mentolat

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Distribución de los volcanes y ubicación del Volcán Mentolat, relación estructuras y litologías a lo largo de

Chile Actividad Histórica se reduce a crónicas, donde habría estado en erupción a principios del siglo XVIII (Serrano, 1891). Probablemente tenga relación con el flujo de lava andesítica de la vertiente Oeste.

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Volcán Hudson El volcán Hudson ubicado en la región de Aysen (45°54’S, 72°58’W), con una altura de 1905 m snm, antes conocido como volcán Huemules o Ventisquero, corresponde al volcán más meridional de la SVZ. Está ubicado 280 km al E de la juntura entre las placas Nazca, Sudamericana y Antártica (Naranjo & Stern, 1998), y en el borde de un gap volcánico de ±300 km de longitud (no presencia de centros eruptivos) –el cual separa la SVZ de la AVZ- que ha estado relacionado a la subducción del Chile Rise desde al menos 8 Ma (Stern et al., 1984; Forsythe & Nelson, 1985; Stern, 2004).

Este volcán se caracteriza por una estructura caldérica de ca. 10 km de diámetro, cuyos bordes están principalmente conformados por rocas pre-cenozoicas del batolito norpatagonico, en el interior de la caldera anida un glaciar con un volumen estimado de 2.5 km3 (González-Ferrán, 1995), el cual drena principalmente hacia el valle del río Huemules, en sentido NW.

Mapa geológico-morfológico del volcán Hudson, González-Ferrán, 1993.

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La actividad eruptiva del Hudson se ha caracterizado por erupciones explosivas con generación de columnas eruptivas de máximo 20 km de altura, con dispersión de pómez, escoria y ceniza asociada, y además por la generación de lahares que han escurrido preferentemente por los valles Huemules y Cupquelán. Esto lleva a considerar a este volcán como el centro volcánico más activo del extremo sur de la ZVS (Zona volcánica sur). Aunque los depósitos volcánicos más antiguos han sido datados en ca. 1 Ma (Orihashi et al., 2004), la formación de la caldera fue un proceso gradual y reciente, ligado a un colapso volcano-tectónico durante el vaciado parcial de la cámara magmática desde, al menos, el Pleistoceno tardío hasta la erupción de 6.760 AP (Antes del Presente) (Orihashi et al., 2004). Las secuencias previas al colapso corresponden a lavas máficas, brechas hialoclásticas y depósitos piroclásticos y de lahares (Stern, 1991b; Naranjo & Stern, 1998).

Considerando sólo al Holoceno, se han propuesto al menos 14 erupciones explosivas (de magnitud similar o superior a la erupción del Hudson en 1991; Naranjo & Stern, 1998), entre las que destacan las ocurridas hace aproximadamente 6.760 y 3.900 años antes del presente (AP), que corresponden a dos de las más grandes erupciones ocurridas en los Andes durante el Holoceno. La erupción de 6.760 AP habría producido hasta 18 km3 de tefra, provocando la acumulación de varios centímetros de espesor en Tierra del Fuego, 900 a 1000 km al SSE del volcán (Stern, 1991b), y cuya evidencia actual correspondería a una ignimbrita félsica ampliamente distribuida en los valles de los ríos Desplayado, Sorpresa y El Frío (Orihashi et al., 2004); evidencia arqueológica sugiere que esta erupción habría acabado con toda la población nativa de la Patagonia central (Cardich, 1985).

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Distribución de los volcanes y ubicación del Volcán Hudson, relación estructuras y litologías a lo largo de

Chile

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Actividad eruptiva histórica 1891: Actividad de probable carácter explosivo, basada en registros históricos

medianamente confiables. 12/08/1971 – 18/09/1971: Originada en el sector NW de la caldera. Primera erupción

debidamente documentada, caracterizada por una fase subpliniana de gran violencia, una columna eruptiva de altura variable entre 7 y 14 km y generadora de lahares que mataron al menos a 5 personas en el valle del río Huemules, destruyendo casas, tierras de cultivo y ganado. Este aluvión lahárico se reportó en 8 m de alto y 1-2 km de ancho, transportando bloques de hielo de 6 x 8 m hasta la desembocadura misma del río. La caída de ceniza se reportó en la costa atlántica entre Comodoro Rivadavia y San Julián. Los productos emitidos entregaron una composición andesítica. La erupción se prolongó por 5 días (Tobar, 1972; Fuenzalida, 1976; Cevo, 1978), aunque sufrió una reactivación freatomagmática un mes después con una columna de tefra elevada 400 m sobre el cráter.

1973: Lahar en el valle Huemules, posiblemente relacionado a un reactivamiento térmico en el interior de la caldera debido a que no se detectó actividad eruptiva desde la distancia.

08/08/1991 – 27/10/1991: Una de las erupciones más grandes del siglo XX en Chile. Caracterizada por dos fases. 1) Agosto 08-09: Emitida a través de una fisura de 4 km en el borde WNW de la caldera y relacionada a un cráter con actividad freatomagmática. Se generó una columna de altura máxima 12 km cuya pluma alcanzó hasta Puerto Montt, corrientes de lava y flujos escoriáceos, además de un lahar por el valle Huemules que llegó hasta el mar (Naranjo et al., 1993). Los productos de esta erupción fueron de composición basáltica muy ricos en HF y HCL. El volumen de tefra estimado fue de 0.25 km3 (Banks & Iven, 1991). 2) Agosto 12-15: Erupción explosiva mayor que generó una columna de lapilli y

ceniza pumícea de hasta 18 km de altura que se propagó hacia el SE hasta las islas

Malvinas, a ca. 1200 km de distancia; emitió también una nube de SO2 de 1.5 mega

toneladas. Las localidades más afectadas por la caída de ceniza fueron Bahía Murta,

Villa Cerro Castillo, Puerto Ingeniero Ibáñez y Chile Chico. En el sitio de la erupción

se creó un cráter de 800 m de diámetro ubicado a 4.5 km hacia el SE de los centros

anteriores. Naranjo et al. (1993) y Scasso et al. (1994) estimaron un volumen de 2.7

km3 (DRE), asociado a tres fases eruptivas principales y que cubrieron un área de ca.

150.000 km2. La composición de los productos es traquiandesítica.

11/10/1991: Voluminoso lahar a lo largo del valle Huemules que se desvió por el valle Cupquelán, alcanzando su desembocadura.

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Dinámica eruptiva de 1991 Para la erupción de 1991 se ha propuesto que la cámara del volcán alojaba un magma de composición traquiandesítica, a una profundidad de 2 a 3 km, la cual fue afectada por un pulso de magma basáltico (menos viscoso y más caliente) proveniente de mayores profundidades. Esta interacción produjo un aumento violento del volumen del magma alojado, liberando gas y generando un material híbrido, fragmentado y altamente vesicular. El magma basáltico escapó hacia la superficie mediante una inyección tipo filón concéntrico, ocasionando la primera fase eruptiva, mientras que el magma mezclado de la cámara finalmente hizo erupción 4 días después (Naranjo et al., 1993; Kratzmann et al., 2008). Se ha propuesto también un proceso mixto para la segunda fase eruptiva, relacionada a la interacción del magma con agua externa y a la exsolución de volátiles. Esto habría ocurrido por la fusión de la base del hielo en la caldera, lo que aportó agua al sistema magmático, el cual interactuó de manera intermitente con la descarga de magma impulsada por la exsolución de volátiles y estaría bien representado por la naturaleza pulsatoria de dicha fase (Scasso & Carey, 2005). Los basaltos del Hudson pueden derivar de aquellos eruptados en algunos conos parásitos ubicados en las bases de las vertientes N y SW a través de procesos de asimilación y cristalización fraccionada. Estos productos tienen más afinidad con basaltos tipo MORB y son afines a los basaltos del Chile Rise (Gutiérrez et al., 2005). Impacto de las erupciones El Volcán Hudson se caracteriza por erupciones explosivas con columnas eruptivas de varios km de altura. La dispersión de este material en la atmósfera podría afectar localidades ubicadas al N, E y S del volcán. A diferencia de la mayoría de los volcanes ubicados en otras regiones de Chile, en Aysén los centros poblados están emplazados vientos abajo de los centros volcánicos y por lo tanto son bastante susceptibles a recibir caída de material piroclástico. Dada la gran masa de hielo anidada en la caldera, la generación de lahares ha ido por lo general bien relacionada a las erupciones del volcán, afectando principalmente los valles de los ríos Huemules y Cupquelán, ubicados al W del volcán. Adicionalmente, la removilización de material no consolidado podría generar lahares secundarios en los valles donde se acumule caída de piroclastos (como por ejemplo el valle del Río Ibáñez, hacia el Sureste del volcán). Flujos piroclásticos podrían afectar las inmediaciones de la caldera, en un radio aproximado de 15 a 20 km dependiendo de la magnitud.

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Esquema de evolución del ciclo eruptivo del volcán Hudson del 11-08-1991. Según Naranjo et al., 1993

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Conceptos generales de geotermia Un sistema geotermal consiste en un cuerpo de roca caliente y fluidos calientes en una situación de interacción agua-roca particular, siendo el resultado del transporte de calor desde la corteza hacia la superficie en regiones con un alto flujo de calor. El calor de un sistema geotermal puede provenir de un cuerpo magmático, transportado por convección; o del alto flujo de calor de las rocas en la corteza, transportado por conducción. El origen de los fluidos geotermales es esencialmente meteórico, pero pueden contener un significativo componente de volátiles magmáticos (e.g. Craig, 1973; Giggenbach, 1992). La máxima profundidad que alcanzan la circulación de aguas meteóricas es la transición ductil/frágil de las rocas profundas, la que alcanzaría de 5 a 8 km, con temperaturas pueden ser de 400°C y mayores (e.g., Kissling y Weir, 2005). La circulación de fluidos en los sistemas geotermales es esencialmente controlada por la densidad cuando la temperatura en la base de la celda es mayor a ~150 °C (Arnórsson et al., 2007). De igual forma, un sistema geotermal es alimentado por la percolación de aguas meteoricas, desde las zonas de recarga del sistema, que luego al calentarse reaccionan con la roca caja o huésped, disolviéndola y agregando una gran cantidad de componentes químicos al fluido geotermal (e.g. Giggenbach, 1991). Posteriormente, los fluidos geotérmicos pueden acumularse en zonas permeables, que funcionan como reservorios geotérmicos y ocasionalmente alcanzan altas presiones y temperaturas (hasta 300°C). Si existen conductos que permitan el ascenso de los fluidos, que luego en superficie se manifestaran como fuentes termales y fumarolas, siendo la principal evidencia de la presencia de un sistema geotermal. Existen muchas condiciones geológicas que derivan en un sistema geotermal, por tanto todos los campos geotermales varían entre sí. Es por esto que numerosas clasificaciones han sido propuestas para los sistemas geotermales, el contexto geológico, el nivel de temperatura, modo de explotación y el tipo de utilización. La clasificación más común de yacimientos, es la del nivel de temperatura: Yacimientos de muy baja temperatura: la totalidad de la corteza terrestre del planeta

constituye un extenso yacimiento de recursos geotérmicos de muy baja temperatura, inferior a los 30°C, que se ve interrumpido por la presencia de masas de aguas continentales o marinas.

Yacimientos de Baja temperatura: son yacimientos de baja temperatura, entre 30 y 90°C, pueden encontrarse en cuencas sedimentarias en las que el gradiente geotérmico sea el normal o ligeramente superior. La única condición geológica requerida es la existencia a profundidad adecuada, entre 1.500 y 2.500 m, de formaciones geológicas permeables, capaces de contener y dejar fluidos que extraigan el calor de las rocas. Con un gradiente geológico normal, de alrededor de 3°C cada 100 m, a una profundidad de 2.000 m, la temperatura puede alcanzar 70°C o mas.

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Yacimientos de Media temperatura: son recursos geotérmicos a temperaturas

comprendidas entre 90 y 150°C se encuentran en numerosos lugares del planeta: en cuencas sedimentarias, como los de baja temperatura, pero a profundidades comprendidas entre 2.000 y 4.000 m , en zonas de adelgazamiento de la corteza (litosfera), en zonas con elevada concentración de isotopos radiactivos, o en las mismas condiciones geológicas de los yacimientos de alta temperatura, con la única diferencia que ocurren a menor profundidad, menos de 1.000 m. Yacimientos de este tipo se encuentran en un gran número de zonas muy localizadas donde, se ubican zonas de debilidad por estructuras (discontinuidades y fallas), el agua meteórica puede emerger con facilidad a la superficie, señalando su presencia mediante aguas termales. Estos yacimientos al igual que los de alta temperatura, precisan de una intrusión magmatica como fuente de calor, y de un acuífero con buena recarga. Se diferencian de ellos en que no existe capa impermeable sobre el acuífero que mantenga el calor y la presión en el yacimiento.

Yacimientos de Alta temperatura: son yacimientos con fluidos geotermales, o con rocas calientes, a más de 150°C de temperatura, se encuentran en zonas geográficas con gradiente geotérmico muy elevado, hasta 30°C cada 100 m. Estas zonas coinciden con la existencia de actividad sísmica, formación de cordilleras (orogénesis) en épocas geológicas recientes, intensa actividad volcánica muy reciente y principalmente, en regiones volcánicas situadas en los bordes de placas tectónicas, como es el caso de Chile. Además se encuentran emplazados generalmente en zonas de fragilidad de la corteza, como es el ejemplo la Falla Liquiñe-Ofqui, genera un lineamiento Norte-Sur del arco volcánico, por donde el magma puede escapar y ascender a zonas superficiales. Dando inicio a las intrusiones plutónicas (Batolito Norpatagónico) y a los volcanes. En estos casos el calor se disipa principalmente por convección, y la transferencia de calor es mucho mas efectivo.

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Informe Científico

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Modelo conceptual de un sistema geotermal hospedado en un estratovolcán andesítico (Goff y Janik, 2000). Los sistemas ígneos jóvenes están asociados al volcanismo Cuaternario y a intrusiones magmáticas. Ocurren

normalmente en márgenes de placa, relacionados a gran actividad tectónica y sísmica. El ascenso de magma o de intrusivos profundos son las fuentes principales de calor de estos sistemas ya que desde los bordes del magma recientemente cristalizado, o en cristalización, se transfiere calor y masa a los fluidos de la recarga meteórica.

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Bibliografia

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Orihashi, Yuji ; Naranjo S., José Antonio ; Motoki, Akihisa ; Sumino, Hirochika ; Hirata, Daiji ; Ama, Ryo ; Nagao, Keisuke. 2004. Quaternary volcanic activity of Hudson and Lautaro volcanoes, Chilean Patagonia: New constraints from K-Ar ages. Revista Geológica de Chile v.31 (n.2): pp.207-224. Pankhurst, R.J.; Hervé, F.(1994): Granitoid age distribution and emplacement control in the North Patagonian Batolith in Aysen (44°-47°S). Actas 7 Congr. Geol. Chileno, 2, 1409-1413. Pankhurst, R.J.; Weaver, S.D.; Hervé, F.; Larrondo, P. 1999. Mesozoic-Cenozoic evolution of the North Patagonian Batholith in Aysén, southern Chile. Journal of the Geological Society of London, Vol. 156, p. 673-694. PIÑA, M.C., 2010. Análisis de la deformación superficial de la zona de falla Liquiñe – Ofqui entre los 41° y 46° S en el marco del terremoto de Aysén (2007) y la erupción del volcán Chaitén (2008), mediante modelamiento de GPS. Memoria de titulo (inédito).Universidad de Concepción. Departamento de Ciencias de la tierra. 143p.Concepción. Rosenau, M., Melnick, D., Echtler, H., 2006. Kinematic constraints on intra-arc shear and strainpartitioning in the Southern Andes between 38°S and 42°S latitude. Tectonics 25, TC4013. Scasso, R. A. ; Carey, S. 2004. Morphology and Formation of Glassy volcanic Ash from the August 12-15, 1991, Eruption of Hudson Volcano, Chile. En IAVCEI General Assembly, Pucón, Chile, November 2004: v.3. STERN, C.R., 2004. Active Andean volcanism: its geologic and tectonic setting. Revista Geológica de Chile, vol. 31, n° 2, p. 161-206. Thomson, S.N., 2002. Late Cenozoic geomorphic and tectonic evolution of the Patagonian Andes between latitudes 42° and 46°S: an appraisal based onfission-track results from the transpressional intra-arc Liquiñe–Ofqui fault zone. Geological Society of America Bulletin 114 (9), 1159–1173.

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Desarrollo del producto

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Este producto se puede ofrecer con tres opciones distintas según elección del cliente o del operador. Dos opciones empiezan navegando para luego subir en packraft el Río Huemul hasta la base del volcán. El último propone acercarse al volcán a caballo para terminar la ascensión caminando. Opción 1, desde Río Tranquilo: Este trayecto para alcanzar la cumbre del Hudson se pude hacer en diez días ida y vuelta alternando navegación en packraft y caminatas. Los trayectos diarios son diseñados para permitir dar un esfuerzo parejo, día a día con un promedio de cuatro hasta seis horas de caminatas o remaje. Esta opción ofrece la ventaja de seguir un itinerario distinto a la ida y a la vuelta. Día 1: Desde Puerto Río Tranquilo, se debe llegar en bus a La Teresa y la Bahía Exploradores. Navegando desde La Teresa son dos horas hasta llegar a Bahía Erasmo y desembarcar en la Isla Centro. Acampar en la Isla. Día 2: Desde la Isla Centro, navegar en packraft hasta la desembocadura del Río De Las Sorpresas e ir subiéndolo a contra corriente en dirección Este. Acampar cuando el río se junte con el Río De Las Sorpresas Norte y Sur. Día 3: Subir el Río De Las Sorpresas Norte en packraft o caminando según lo que permita el nivel de agua. Rápidamente se empieza la ascensión por la cresta directamente situada al Este del río. Ir subiendo por la cresta hasta llegar al nivel de nieve. Día 4: Seguir subiendo hasta llegar a la cumbre y bajar por el Lahar principal en dirección del Norte hasta salir de la zona de nieve. Día 5: Seguir bajando el lahar hasta alcanzar una pequeña laguna al principio del Río de Huemules. Día 6: Bajar el Río Huemules en Packraft po unos 15 kms. Día 7: Alcanzar el valle del Río Cupquelan que escurre hacia el sur. Atravesar la zona de lahar caminando en dirección del Sur hasta que el nivel de agua permita navegar.

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Día 8: Bajar navegando el Río Cupquelan hasta la Isla Centro. Día 9: Volver en barco a Teresa y en bus aRío Tranquilo. Opción 2, desde Aysén: Este trayecto para alcanzar la cumbre del Hudson se puede hacer en diez días ida y vuelta alternado navegación en Packraft y caminatas. Los trayectos diarios son diseñados para permitir dar un esfuerzo parejo, día a día con un promedio de cuatro hasta seis horas de caminatas o ramaje por día. Esta opción ofrece el mismo itinerario a la ida como a la vuelta. Día 1: El acceso se hace por Puerto Chacabuco. Navegando, son 120 kms para llegar al comienzo de la expedición. El barco llega entre Puerto Bonito y Quitralco a la desembocadura del Río Huemules frente a la Isla Raimapu en el Golfo Tres Cruces. Es posible acampar cerca de la desembocadura. Día 2: Subir el Río Huemules en packraft dirigiéndose al Norte hasta alcanzar el cruze con el valle Cupquelan. Son 15 kms y apróximamente cuatro horas de navegación a contracorriente. Día 3: Subir el río hacia el Noreste hasta llegar a la base de la cumbre. Durante todo el trayecto se pueden apreciar las huellas de actividades volcánicas como los lahares (escurrimiento de lava y hielo). Día 4: Seguir subiendo el río navegando hacia el Este y después Sureste hasta llegar a un pequeño lago. Atravesarlo y seguir navegando si se pude o dejar las embarcaciones en un lugar seguro antes de empezar la ascensión. Empezar ascensión hasta el nivel de nieve eterna. Se recomienda acampar en un lugar protegido del viento. Día 5: Seguir rodeando la caldera hasta la cumbre. Días 6, 7, 8, 9: Realizar el camino de vuelta al igual que el de ida hasta lugar de embarque para viaje de vuelta a Puerto Chacabuco y Aysén.

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Opción 3, desde Cerro Castillo: Día 1: Llegar a Cerro Castillo desde Coyhaique. Son tres horas en auto. Día 2: Llegar en coche hasta el principio del itinerario en el comienzo del valle Ibáñez. En caballo o auto si el camino lo permite, ir subiendo el Río Ibáñez en dirección Noroeste hasta el pueblito de Las Vertientes antes de acampar. Día 3: Seguir subiendo el Río Ibáñez (el más caudaloso) en dirección de la cumbre hasta llegar a la base del Hudson y la confluencia con el Río Frío. Día 4: Empezar la ascensión hasta el nivel de nieve eterna. Acampar en un lugar protegido del viento. Día 5: Alcanzar la cumbre. Realizar el camino de vuelta al igual que el de ida hasta llegar a la Carretera Austral y Cerro Castillo.

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Recomendaciones

Todas las indicaciones entregadas antes son aproximaciones que pueden cambiar mucho según el nivel de cada uno y los elementos exteriores como el clima. ¡Tomen sus precauciones! Se trata de una zona extremadamente aislada donde el clima puede cambiar muy rápido. Preparen su trek como si fuera una expedición en alta montaña en autonomía total. Este programa esta diseñado para personas con experiencia media y buena condición física, pero sobretodo con excelente fortaleza mental, ya que las condiciones climáticas y geográficas lo demandan. Privilegiar el uso de embarcaciones de tipo kayak inflable o packraft. El uso de kayaks de mar rígidos es posible pero impone largo porteo. Las zonas de navegación y de caminata se suceden, por lo que es imperativo poder pasar de un modo de desplazamiento al otro muy rápidamente y fácilmente. Para la ropa, hay que tener un traje Gore-tex o traje seco integral para el día y un traje de cambio en bolsa seca para la noche. Se recomienda especial cuidado de la calidad del ambiente del litoral, por lo que se hace imprescindible no arrojar elementos al mar, recoger su basura y ser respetuoso con las especies que observe (no asustándolas o alterándolas). Las mismas recomendaciones son validas para todas las localidades y espacios visitados, tales como los sitios arqueológicos, los senderos, canales y fiordos. Dejar los sitios visitados tal cual como quisiera encontrarlos. Nada ni nadie prohíbe sacar los residuos que se encuentran en los sitios, será bueno para los siguientes visitantes ¡ Le agradecemos por adelantado!

Operadores

Destino Patagonia

Emilia Astorga, Daniel Torre

88229491 [email protected] www.destinopatagonia.cl

Transporte maritimo

Emtrex Ian Farmer 82594017 [email protected] www.exploradores-sanrafael.cl

Transporte maritimo

Aguahielo Expediciones

Rolando Toledo

76053580 [email protected] www.aguahielo.cl

Aventura

Juan Alberto Zuñiga

Juan Alberto Zuñiga

56 9 79550812 [email protected]

Aventura

Hugo Castañeda

Hugo Castañeda

56 9 76183588 [email protected] www.almapatagonica.cl

Aventura

Expediciones Viento Austral

Franco Cayupi Cuevas

9 4832477 [email protected] www.vientoaustral.com

Aventura

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mailto:[email protected]

http://www.destinopatagonia.cl/


http://www.exploradores-sanrafael.cl/


http://www.aguahielo.cl/



http://www.almapatagonica.cl/


http://www.vientoaustral.com/

Ficha Turismo Científico 8 El Volcan Hudson Felipe Andrade

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