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Modelamiento de unidades de lito-geotécnicas, proyecto CaracolesSoto Leiva, Camila January 2012 (has links)
Geóloga / Éste estudio se desarrolló a partir de la necesidad de caracterizar el macizo rocoso del proyecto Caracoles, yacimiento tipo pórfido cuprífero, el cual se ubica en el distrito Centinela perteneciente a la comuna de Sierra Gorda en la región de Antofagasta.
El objetivo de ésta investigación se basó en la elaboración de un modelo de unidades lito-geotécnicas del proyecto, mediante datos geotécnicos y geológicos. Para realizar la confección descrita anteriormente se efectuaron las siguientes tareas: Estándares de mapeo geotécnico, compilación de la información en una base de datos, validación de la información existente y mediante el análisis de datos, la posterior caracterización geotécnica de cada litología. De esta forma se lograron reconocer distintas poblaciones de datos con una continuidad espacial y una base geológica que explica éstas diferencias.
Como resultado de este proceso, se concluyó que la distribución espacial de la resistencia de la roca se ve seriamente afectada por: la Zona de Óxidos y la Falla Roja. Dicho de otro modo, la roca expuesta a estos procesos disminuirá considerablemente su resistencia. A partir de lo anterior se interpretó un sistema paralelo a la Falla Roja, ubicada en la zona de baja resistencia (al este de la Falla Roja) la cual muestra una intensa alteración argílica y zonas de cizalle.
Finalmente, se realizó el modelamiento de unidades lito-geotécnicas con su respectiva caracterización en cuento a resistencia UCS, parámetros RQD y RMR.
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Estudio petrológico y geoquímico del volcán Huililco, IX Región, ChileValdivia Muñoz, Pedro Antonio January 2016 (has links)
Geólogo / El Volcán Huililco (39°25 S y 71°36'W) es un cono pequeño, de área basal ~3km2 y un volumen estimado <1 km3, ubicado aproximadamente a 25 km hacia el sur del complejo monogenético Caburgua-Huelemolle, y aproximadamente a 10 km al noreste del estratovolcán Quetrupillán, IX región de la Araucanía, Chile.
Posee una composición andesita basáltica, de carácter calcoalcalino, asociadas a un margen tectónico de arco continental.
Pese a ser clasificado como un cono monogenético, el volcán Huililco presenta evidencias de evolución magmática, principalmente causada por contaminación cortical (interacción con granitos terciarios circundantes) y variaciones composicionales (texturas de desequilibrio y zonaciones), por lo que es posible deducir que existen pequeños reservorios magmáticos, con breves tiempos de residencia, donde los fenocristales se reequilibran constantemente.
La morfología, mineralogía y geoquímica observada permiten clasificar al volcán Huililco como un cono monogenético, de IEV 1 a 2, asociado a una erupción de estilo estromboliana, con depósitos de tefra, bombas y lavas.
Finalmente cabe destacar que el volcán Huililco es clasificado como un cono monogenético que ha sufrido constantes episodios de contaminación cortical, por ende, es importante acotar la definición de monogenético solo a contextos volcanológicos y temporales (formado por un evento eruptivo), sin asociarlo a composiciones químicas primitivas o a procesos de emplazamiento simples .
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Estratigrafía y sedimentología de registros marinos de las bahías de Tongoy y Guanaqueros (~30° S), y sus implicancias paleohidrológicasAvilés Nahuelpán, Julio Esteban January 2016 (has links)
Geólogo / Las bahías de Tongoy y Guanaqueros son parte de la costa semi-árida de Chile, una zona de transición climática entre el desierto hiperárido de Atacama y el clima mediterráneo de Chile Central, donde la mayoría de las lluvias están fuertemente condicionadas por la influencia del Anticiclón Subtropical del Pacifico Suroriental y El Niño-Oscilación del Sur, afectando fuertemente la disponibilidad de agua cuando éstas se ausentan y ocasionando desastres cuando son muy intensas.
Estas bahías se encuentran protegidas del viento dominante del suroeste, por la Punta Lengua de Vaca y Guanaquero, y están a su vez fuertemente influenciadas por la surgencia costera adyacente a este rasgo geomorfológico. Además, las bahías reciben descargas aluviales esporádicas desde las quebradas de las hoyas hidrográficas, lo que resulta en condiciones favorables para la acumulación de restos biogénicos derivados de la productividad océanica impulsada por la surgencia, así como material litogénico por escorrentía hacia el fondo de las mismas. Por tanto, el estudio estratigráfico y sedimentológico de los depósitos del fondo marino de ambas bahías permite determinar las variaciones paleoclimáticas a escala del Pleistoceno terminal-Holoceno, lo que fue estudiado en este trabajo de título, así como la relación de estas variaciones con cambios océano-climáticos a escala regional y/o global.
El estudio sedimentológico de los testigos marinos TK2 y GUK1 de las bahías de Tongoy y Guanaqueros, respectivamente, permitió definir las siguientes unidades, que de base a techo son: unidad 4 (Holoceno temprano) en GUK1, presenta un gran porcentaje y tamaño de conchillas que disminuye al techo, que se interpreta por el paso de un ambiente con hidrodinámica litoral somera a uno hemipelágico y que se asocia al alto estadio global marino post-Último Máximo Glacial (UMG) desde los 7 ka AP. La unidad 3 (Holoceno medio) presenta el menor tamaño de grano y en GUK1 aparecen múltiples laminaciones lo que sugiere sedimentación rítmica, y posibles variaciones en la surgencia y productividad primaria asociada, que generaría ambientes hipóxicos a anóxicos. Esto se evidenciaría por la presencia del foraminífero Bolivina plicata, pirita en ambos testigos y olor a ácido sulfhídrico. La unidad 2 (Holoceno tardío) registra un abrupto aumento del tamaño de grano para TK2 y un mayor tamaño y % de volumen de minerales para GUK1, que se mantiene hacia el techo y que se inicia a los 5.500-5300 años cal AP, basado en edades radiocarbónicas. Esto se interpreta como un aumento en la frecuencia de flujos de detrito esporádicos de gran energía y concuerda con otros registros que indican que para tales edades ocurriría una mayor frecuencia de intensas lluvias asociada al comienzo de El Niño, como se conoce hoy en día (Rodbell et al., 1999; Jenny et al., 2002; Vargas et al., 2006). Finalmente, para la unidad 1 (último siglo datado a través de exceso 210Pb) se identifica un aumento del tamaño y % de volumen de la moda secundaria para TK2 y un aumento gradual de la mediana d(0,5) en GUK1, que sugiere que el tamaño y aporte de líticos para TK2 y el tamaño de líticos para GUK1 arrastrados por flujos aluvionales hacia el fondo de las bahías sería mayor desde, al menos, el último siglo.
A partir del análisis sismoestratigráfico se identifican 4 unidades. En el substrato estratificado subhorizontal se diferencian 2 system tracts asociados a cambios eustáticos: una unidad transgresiva post-UMG (15-7 ka AP) con probables aportes aluviales asociado al UMG (30-19 ka AP) caracterizada por terminaciones onlap, downlap y toplap, y geometría agradacional-progradacional. A esta unidad la sobreyace una unidad de alto estadio asociado al alto estadio marino global post 7 ka AP caracterizada por terminaciones downlap y geometría progradacional. Ambas unidades incorporan facies caóticas en el relleno sedimentario del fondo de la bahía de Tongoy, que son interpretadas como slumps producto de inestabilidad de sedimentos a menor profundidad. Los slumps, junto con nítidos escarpes morfológicos en el norte de la estrecha plataforma continental de la bahía de Tongoy se consideran evidencias para sugerir fallas normales secundarias ubicadas a los pies de los escarpes producto del reacomodo de los estratos ante reactivaciones normales de la Falla Puerto Aldea (FPA). Por tanto, la FPA tendría una prolongación submarina y un carácter activo a escala del Cuaternario tardío.
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Cenozoic uplift and exhumation above the southern part of the flat slab subduction segment of Chile (28.5-32°S)Rodríguez Montecinos, María Pía January 2013 (has links)
Doctora en Ciencias, Mención Geología / En esta tesis se incluyen los resultados y conclusiones de un estudio de geomorfología tectónica en los Andes del Norte Chico de Chile (28,5-32°S) orientado a reconstruir la evolución del relieve desde el Neógeno en esta región. Los periodos de alzamiento principales son determinados a través del análisis geomorfológico de paleosuperficies, la geocronología de U-Pb circón en niveles volcánicos sobreyacientes y la isotopía cosmogénica. A su vez, las variaciones espaciales y temporales en la exhumación son determinadas al combinar la termocronología de trazas de fisión en apatito (AFT) y de (U-Th)/ He en apatito (AHe) con geocronología de U-Pb circón a ambos lados del frente topográfico que separa la Cordillera de la Costa de la Cordillera Frontal.
Las rocas mesozoicas de la Cordillera de la Costa presentan edades AFT entre ~ 60 y 40 Ma y edades AHe alrededor de 30 Ma, mientras que las rocas Paleozoicas y Cenozoicas de la Cordillera Frontal presentan edades AFT y AHe entre ~ 40 y 8 Ma y ~ 20 y 6 Ma, respectivamente. El modelamiento termal de los datos termocronológicos indica que la Cordillera de la Costa fue exhumada de manera acelerada entre ~ 65-50 Ma y fue escasamente exhumada desde ~ 45 Ma hasta, al menos, ~ 30 Ma. La exhumación acelerada entre ~ 65-50 Ma se correlaciona con eventos tectónicos compresivos del Mesozoico Tardío al Cenozoico Temprano. Al norte de 31°S, los modelos termales indican que la exhumación comenzó antes de ~ 30 Ma al pie del frente topográfico. En este sector la exhumación fue continua hasta los 20 Ma, mientras que hacia el este, episodios de exhumación acelerada tuvieron lugar ~ 22-18 Ma y ~ 7 Ma. La exhumación Oligocena se correlaciona con la denudación de una cadena montañosa Eocena ubicada a lo largo del eje de la Cordillera Frontal, mientras que los episodios de exhumación durante el Mioceno Temprano y Tardío se correlacionan con la inversión tectónica progresiva de una cuenca extensional de intra-arco que se desarrolló durante el Oligoceno a lo largo del actual límite de Chile y Argentina. Al sur de los 31°S, el frente topográfico se habría desarrollado con posterioridad, comenzando con un episodio de exhumación acelerada entre los 22-16 Ma al pie del frente topográfico y extendiéndose hasta el Mioceno Tardío hacia el este. La exhumación acelerada a 22-16 Ma en esta área se correlaciona con la inversión de la cuenca extensional de Abanico, desarrollada entre el Eoceno y el Oligoceno al sur de 32°S.
Antes del Mioceno Temprano, una extensa pediplanicie cercana al nivel del mar dominaba el paisaje de la actual Cordillera de la Costa. Al norte de los 31°S, esta superficie se desarrolló al pie de un relieve Eoceno reconocido por la termocronología, mientras que al sur de los 31°S lo hizo al oeste del cordón magmático Eoceno. El desarrollo de esta pediplanicie es consistente con la escasa exhumación sufrida por la Cordillera de la Costa durante el Eoceno-Oligoceno Tardío como indican los datos termocronológicos. La pediplanicie fue dislocada durante el Mioceno Temprano generando el alzamiento de ~ 1,1 km de la Cordillera de la Costa oriental respecto de la Cordillera de la Costa occidental. Posteriormente, durante el Mioceno Tardío, tanto la Cordillera de la Costa oriental como la occidental fueron alzadas ~ 1,2 km. Una nueva superficie de bajo relieve formada por plataformas de abrasión marina a lo largo de la costa y por strath terraces y pedimentos al interior de los valles principales se desarrolló entre el Pleistoceno Temprano y Medio en la Cordillera de la Costa occidental y finalmente se alzó ~ 150 m post-500 ka.
Los principales eventos de alzamiento y/o exhumación acelerada identificados para el Mioceno Temprano, el Mioceno Tardío y el Pleistoceno Medio se correlacionan con episodios de incremento de la deformación contraccional reconocidos ampliamente a lo largo de los Andes Centrales, que habrían comenzado después del quiebre de la placa de Farallón en las placas de Nazca y Cocos a los 25 Ma.
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Comportamiento monotónico y cíclico de suelos y rocas blandas afectados por remociones en masa cosísmicasMoya Vargas, Sebastián Ignacio January 2016 (has links)
Magíster en Ciencias, Mención Geología.
Geólogo / Los procesos de falla generadores de remociones en masa por movimientos sísmicos presentan aún grandes cuestionamientos que no han podido ser explicados, debido a la complejidad que presentan los procesos mecánicos y físicos que afectan a los taludes durante el transcurso de un terremoto. Con la idea de contribuir a esta línea de investigación, en el siguiente trabajo se estudiaron muestras extraídas de tres lugares afectados por remociones en masa cosísmicas, asociados a tres eventos sísmicos (el primero de subducción y los dos últimos someros). El primero de estos eventos corresponde al terremoto del Maule de magnitud Mw 8,8 que azotó la costa de nuestro país entre las regiones V y VIII, el segundo hace referencia al enjambre sísmico del año 2007 producido en el fiordo de Aysén (Mw 6,2) que generó más de 500 RM y finalmente, el sismo del año 1958 ocurrido en el cajón del Maipo que afectó gravemente la localidad de Las Melosas (Mw 6,9-6,7). Los materiales extraídos corresponden a rocas sedimentarias marinas blandas de la Península de Arauco (2010), depósitos de arena de antiguos deslizamientos removilizados por el sismo de 1958, y cubierta de suelo de origen volcánico del área del fiordo de Aysén. El plan de trabajo incluyó descripción de los deslizamientos escogidos en terreno, junto con la realización de ensayos geotécnicos de distinta índole en laboratorios del IDIEM, y ensayos de corte directo monotónico y cíclico en el laboratorio de remociones en masa de la Universidad de Durham (UK). Estos últimos se realizaron en un nuevo aparato diseñado para la investigación del comportamiento cosísmico de los taludes. Este equipo permite recrear las condiciones de stress (normal, cizalle, etc.) a las que están sometida los taludes, ya sea en condiciones saturadas o no saturadas. De forma específica se estudió el efecto que presentan las cargas cíclicas con distintas amplitudes y frecuencias sobre los distintos materiales extraídos al estar bajo distintos niveles de stress de cizalle definidos a través de los ensayos monotónicos. Los ensayos realizados indicaron que el comportamiento de cada muestra en condiciones monotónicas y dinámicas va a estar controlado por la reología del material, con distintos estilos de deformación (dúctil a frágil), o cambios en los parámetros de resistencia. Las muestras no perturbadas y no saturadas de Arauco presentan una tendencia dilatante post peak, excepto en los casos dinámicos en donde ocurrió una densificación de las muestras durante la primera fase de carga que explicaría el aumento de los valores peak en los casos que no hubo falla. Además, las constantes caídas en el nivel de stress post peak no permitió encontrar un valor residual único que se asociaría al tipo de ruptura que exhiben las muestras, correspondiente a una serie de microfracturas que controlan el fallamiento sin la formación de estructuras de cizalle claras. No se pudo asociar el fallamiento en los ensayos dinámicos a un parámetro utilizado, sino que se relacionaría con el tiempo de aplicación del esfuerzo (ruptura en casos con dos fases dinámicas). Si asociamos estas características al deslizamiento de Tubul, este se habría formado como un proceso mixto que involucraría una etapa inicial de caída de rocas de menor tamaño, que al alcanzar un máximo de resistencia provocaría la caída del bloque completo.
Las muestras de suelo ensayadas presentan un comportamiento dúctil a semi dúctil, y los parámetros utilizados en los ensayos dinámicos no generaron el fallamiento del material.
En cuanto a las remociones en masa en la Peninsula de Arauco, se identificó que estos fenómenos se concentraron en áreas donde la geología local presentaba rocas sedimentarias marinas de edades cuaternarias con parámetros de resistencia bajas (1,4-3 MPa) sin la presencia de estructuras importantes ni rasgos geomorfológicos distintivos, que aportaran a la susceptibilidad del área. Sin embargo, se reconoce que existen zonas afectadas en cortes de caminos que no resistieron las aceleraciones del sismo, por lo que sería recomendable aumentar los resguardos para este tipo de construcciones.
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Cronología de la construcción y erosión del relieve de la cordillera frontal chilena durante el cenozoico (28,5-29° S)Rossel Bustamante, Katia Andrea January 2016 (has links)
Magíster en Ciencias, Mención Geología / La Cordillera Frontal, alrededor de los 28°45 S, representa un muy buen ejemplo para
explorar los procesos y factores que determinaron la evolución tectónica de los Andes Centrales
durante el cenozoico, basada en el estudio de las secuencia de sedimentos detríticos continentales
presentes en la zona y de las superficies erosivas que definen discordancias entre distintas
secuencias. En este trabajo se analizan los registros geomorfológicos y estratigráficos con el
objetivo de conocer los tiempos y propagación de deformación que controlaron la construcción
de los Andes en esta latitud durante el Cenozoico, así como de la erosión como respuesta.
Las secuencias de sedimentos detríticos continentales presentes en la zona están rodeadas
por cuatro sistemas morfoestructurales limitados por fallas inversas de alto ángulo. Los sistemas
norte y oeste fueron alzados durante el Eoceno. Dentro de las fallas que se reconocen se destaca
la Falla Valeriano, de vergencia hacia el este, cuya última actividad está registrada alrededor de
los 44 Ma. Luego del alzamiento de este sistema una extensa superficie de pedimentación se
desarrolló hasta los 21 Ma, asociado a un nivel de base que drenaba hacia el Este. Relictos de esta
superficie se preservan y están descubiertas en los sistemas morfoestructurales que se extienden
hacia oeste y norte. Hacia el este y sur esta superficie se encuentra cubierta por las secuencias
sedimentaras o están degradadas ante la erosión estimulada por el alzamiento mioceno de los
sistemas morfoestructurales orientales. El alzamiento durante el mioceno fue acomodado por
fallas del Sistema de Fallas La Coipa-El Potro, con vergencias tanto al este como al oeste, cuya
actividad entre los 19 y 13 Ma acomodó el alzamiento de los bloques este y sur, interrumpió los
procesos de pedimentación, determinó la formación de un depocentro de intramontañoso, y forzó
la acumulación de las secuencias detríticas continentales, en un ambiente aluvial y fluvial
trenzado, con una mayor contribución del bloque occidental y un menor aporte del bloque
oriental.
Luego de los 13 Ma, el alzamiento del bloque oriental habría determinado la captura de
las precipitaciones de esta zona en la ladera occidental de los Andes, aumentando el área y el
relieve de las cuencas, lo que habría determinado el aumento del poder incisivo de los ríos. Esta
reconfiguración hidrológica determinó el retrabajo de las Gravas de Cerro del Burro y el
desarrollo de profundos cañones, como los que hoy dominan el paisaje.
La relación entre incisión y agradación en los actuales canales, que se infiere del análisis
morfométrico de los thalweg, estaría fuertemente controlada por la herencia de la geomorfología
que fue construida previa a la reconfiguración, mostrando que los canales que se extienden en el
área capturada a los 13 Ma, presentan menor madurez en términos geomorfológicos,
constituyendo formas transitorias en desequilibrio y aún no ajustadas a los niveles de base
regionales. / Este trabajo ha sido financiado por el Proyecto Fondecyt N° 11121529, a cargo del Dr. Germán Aguilar Martorell
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Estilos de deformación y sus efectos en la movilidad de elementos del grupo del platino en rocas ultramáficas del área de La Cabaña, IX Región, ChileGarrido Cayupe, Leonardo Nicolás Fabián January 2016 (has links)
Magíster en Ciencias, Mención Geología.
Geólogo / Las rocas ultramáficas del área de La Cabaña fueron afectadas por procesos de deformación y serpentinización selectiva durante su trayectoria a través del canal de subducción (cuña de manto hidratada) hasta su emplazamiento final.
La subducción de litologías hidratadas de la corteza oceánica hace que los minerales contenidos en ellas se deshidraten en la medida en que abandonan sus campos P-T de estabilidad. Esto permite la migración de fluidos desde el slab hacia la cuña del manto suprayacente. La hidratación de estas porciones de manto permite la serpentinización selectiva de este. Los contrastes de densidad generados por la hidratación de la cuña del manto en el canal de subducción generan fuerzas ascendentes, las cuales, sumadas a la componente de fuerza descendente causada por la placa subductante producen campos de esfuerzos extensionales (evento D1) que permiten la formación de morfologías de pliegues vaina en los cuerpos ultramáficos. Estas morfologías controlan la interacción del fluido al interior de la estructura, permitiendo la deformación y serpentinización selectiva dentro de esta. Una vez que los cuerpos abandonan el canal de subducción, durante su exhumación, son afectados por un evento de deformación D2 de compresión vertical asociado a acreción basal en la base del prisma de acreción, posteriormente, y a menor profundidad dentro de la estructura del prisma, un evento de deformación D3 de compresión horizontal asociado a acreción frontal sobreimpone al evento D2. Estos últimos dos eventos también se registran en las rocas metasedimentarias encajantes, lo que permite concluir que a partir del instante y lugar en que se desarrollan, las rocas ultramáficas y sus rocas hospedantes tienen una trayectoria común.
Las paragénesis de silicatos y minerales de metales base además de la movilidad de elementos del grupo del platino en el canal de subducción son controlados por las estructuras de pliegue en vaina ya que estas morfologías controlan, a su vez, el grado de hidratación y deformación del dominio petroestructural al cual pertenecen estas asociaciones minerales.
La serpentinización provoca la movilización de EGP-P desde minerales de metales base primarios hasta minerales de metales base formados durante este proceso. Del mismo modo, la serpentinización causa la movilidad de EGP-I, debido a que los fluidos serpentinizadores son los responsables de la alteración de las cromitas accesorias hospedantes de estos metales.
La desestabilización de las serpentinas que constituyen las rocas del canal de subducción provoca la liberación de fluidos oxidantes, capaces de movilizar, no solo EGP, sino que también elementos traza tales como As, Sb, Pb y LREE y provocar la fusión parcial del manto suprayacente enriqueciendo los fundidos generados en estos elementos. / Este trabajo ha sido financiado por el Proyecto Fondecyt N ° 11140005 y por el Núcleo Milenio Trazadores de Metales en Zonas de Subducción NC 130065
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Evolución estructural y tectónica de la Isla Robinson Crusoe, Dorsal de Juan FernándezOrozco Lanfranco, Óscar Gabriel January 2016 (has links)
Magíster en Ciencias, Mención Geología / La geometría y evolución del volcanismo oceánico en ambiente intraplaca, parecen estar controlados primariamente por procesos magmáticos asociados a la fuente mantélica. Sin embargo, a menor escala, el ascenso magmático y la configuración de los centros volcánicos construidos en superficie serían el resultado de una interacción bidireccional entre los procesos volcánicos y aquellos ligados a las condiciones físicas de la litósfera.
Los diques, un rasgo persistente en las secuencias volcánicas de islas oceánicas, han sido tradicionalmente una de las formas utilizadas para reconocer el régimen tectónico imperante en una región. Su estudio combinado con un análisis mecánico de la litósfera, permitirían comprender la forma en que esta interacción ocurre en el tiempo y el espacio.
Por su avanzado nivel de erosión, las islas oceánicas Robinson Crusoe y Santa Clara, en el Pacífico suroriental, exhiben numerosos diques, clasificados en tres conjuntos, atribuibles tanto estructural como composicionalmente a las distintas etapas de desarrollo volcánico. El primero, relacionado a la etapa emergente, presenta un persistente patrón de entrecruzamiento oblicuo, con direcciones principales alternantes y espesores submétricos. El segundo, relacionado al escudo subaéreo, se caracteriza por presentar diques de espesor inferior a 2 m, con alta regularidad y paralelismo, relacionados en su sector más intenso a una prominente zona de rift submarina. El tercer conjunto, relacionado al volcanismo rejuvenecido se caracteriza por diques ocasionales y aislados, más sinuosos y de espesor entre 2 y 20 m.
Con el objetivo de estudiar los efectos de la tectónica intraplaca en la ocurrencia y distribución del volcanismo, se simulan los procesos de crecimiento y erosión de la isla mediante un modelo de geometrías simplificadas. En base a éste, se realiza una estimación numérica tanto de la deformación isostática, como del régimen de esfuerzos tectónicos locales (flexurales y de carga) generados en cada etapa.
Los resultados dan cuenta de una correlación entre las variaciones del edificio volcánico y la generación de esfuerzos flexurales por alzamiento o subsidencia, cuya magnitud puede superar ampliamente a los esfuerzos de carga. Su distribución segregaría la litósfera en regiones compresivas, extensivas y neutrales cuya localización e intensidad dependería tanto del volumen y geometría del edificio volcánico, como del espesor elástico de la placa. De esta forma, durante la etapa de crecimiento y subsidencia, en el eje del edificio volcánico se desarrolla un núcleo extensivo, región que podría atraer diques y concentrar el transporte intrusivo de magmas y el posible desarrollo de zonas de rift en escudos volcánicos. Durante la etapa de erosión post-escudo, la descarga y alzamiento insular invertiría la acción del fenómeno flexural, generando compresión en profundidad y extensión en la superficie, como incentivo al proceso de volcanismo rejuvenecido.
El presente modelo de evolución volcánica y tectónica, es aplicable a otras islas oceánicas y montes submarinos en ambientes de intraplaca. Asimismo, algunos de los conceptos desarrollados pueden ser aplicados en otros ambientes volcánicos, contribuyendo en sentido más amplio, a la comprensión de las relaciones generales entre volcanismo y tectónica.
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Contribución al conocimiento de la estratigrafía cenozoica de la Sierra Baguales: la formación Man Aike ("Las Flores"), Provincia de Última Esperanza, MagallanesUgalde Peralta, Raúl Agustín January 2014 (has links)
Geólogo / Las unidades litoestratigráficas cenozoicas del sector nororiental de los Andes Patagónicos Australes de la región de Magallanes han sido pobremente estudiadas del lado chileno de la frontera. En esta zona, el borde occidental de la cuenca de antepaís presenta una estructura monoclinal manteando hacia el este, en el dominio externo de la faja plegada y corrida de los Andes Australes (Ghiglione et al., 2009; Fosdick et. al., 2011; Likerman et al., 2013).
En Sierra Baguales (50°51'24.12 S, 72°19'53.89 O), Cecioni (1957b) definió la Formación Las Flores como 160 m de depósitos de areniscas intercaladas con limolitas grises continentales. Correlacionada con la Formación El Salto (González y Tapia, 1952a) a través de improntas foliares de Nothofagus sp., se le asignó una edad oligocena superior miocena inferior. Tras los trabajos de ENAP en la década del 50' y 60', sólo estudios como Le Roux et al. (2010) y Bostelmann et al. (2013) han analizado con cierto detalle las unidades cenozoicas en este territorio. El presente trabajo revisa el estratotipo de la Formación Las Flores, para determinar su validez y sus relaciones con otras unidades litoestratigráficas del sector.
La zona de estudio comprende el chorrillo Las Flores, paralelo al río Baguales, 120 km al norte de la ciudad de Puerto Natales. Se realizó una campaña de trabajo durante el mes de marzo de 2013, recorriendo localidades del río Baguales, río Bandurrias y de las estancias 3R, Baguales, La Cumbre, Los Leones y Cerro Guido. En ésta se realizó una columna estratigráfica en detalle del estratotipo de la Formación Las Flores, afloramiento escarpado y prominente en la ladera este del cañadón norte-sur tras el cerro Torta. Se midió la potencia con cinta métrica y se corrigió con brújula Brunton. Se realizaron descripciones litológicas, colecta de muestras geológicas y de restos fósiles.
La columna, de 56.8 m, constó de seis sub-unidades: limolitas y areniscas macizas azules a amarillas (sub-unidad A); areniscas medias con estratificación cruzada planar de bajo ángulo y bioturbaciones (B); areniscas muy finas a medias intercaladas con limolitas, estratificación cruzada planar de alto ángulo y trazas de Spongeliomorpha isp., Thalssinoides suevicus y Ophiomorpha nodosa (C); areniscas azules con estratificación cruzada planar de alto ángulo y concreciones rojas (D); intercalaciones de areniscas amarillas y limolitas grisáceas con improntas foliares mal preservadas de Nothofagus sp. (E); areniscas medias amarillas, estratificación cruzada planar de ángulo medio, moldes de Modiomytilus mercerati, dientes de tiburón y trazas de T. suevicus, O. nodosa y Skolithos sp. (F). El techo está cubierto por depósitos glaciales cuaternarios y un filón basáltico de ca. 100 m de espesor.
Se determinó un sistema deposicional de borde costero. La asociación de icnogéneros indicó la icnofacies de Skolithos. Se sugirió la interpretación de tres facies sedimentarias: planicie mareal (A, E), barra mareal (B, D, F) y un posible canal mareal (C). Se asignó un sistema estuarino dominado por mareas. No se descartaron deltas dominado por mareas ni por olas.
Debido a la errónea definición y diferencias en extensión, potencia, ambiente deposicional y relaciones estratigráficas, se propone descartar la Formación Las Flores y nombrar momentáneamente las unidades con la Formación Man Aike (Piatnitzky, 1938; Feruglio, 1938; Furque, 1973; Marenssi et al., 2002), del final del Eoceno medio.
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Evaluación del potencial de generación de energía eléctrica del campo geotermal del El Tatio, Antofagasta,ChileFigueroa Donoso, Carolina Paz January 2014 (has links)
Geóloga / En el contexto energético de Chile, en que la capacidad instalada es de 18703.6 MW (correspondiente al 99 % de la capacidad instalada nacional), en que la matriz de energía eléctrica de Chile está compuesta principalmente por hidroelectricidad y generación de origen térmico, que la capacidad de generación debería aumentar en 800 MW/año y que el costo de energía eléctrica va en aumento con el tiempo, resulta imprescindible considerar nuevas formas de generar energía eléctrica.
Las características geológicas del país, con un arco volcánico activo con manifestaciones termales que se extienden de norte a sur, sugieren que Chile posee un alto potencial geotermal. En efecto, Lahsen (1986) realizó una estimación preliminar del potencial geotermal asociado a recursos de mediana a alta entalpia (> 150ºC) en Chile. La estimación arrojó valores del orden de 16.000 MW por al menos 50 años que correspondería prácticamente a duplicar la capacidad actual de generación.
En el presente trabajo se realizan estimaciones del potencial de generación de energía eléctrica del Campo geotermal de El Tatio, que se ubica en la segunda región de Antofagasta, en el norte de Chile (22.33°S, 68.01°W), con el método del volumen con simulaciones de MonteCarlo. El método consiste en encontrar la función de probabilidad del potencial geotérmico a partir de variables aleatorias; evalúa la función a estudiar en n escenarios diferentes seleccionados de manera aleatoria, asignando al azar un valor a cada variable en su dominio de pertenencia. Para llevar a cabo la estimación se analiza la geoquímica y geotermometría de las fuentes termales, se estiman los valores de los parámetros variables de la simulación teniendo en cuenta la geología. Se efectúan ajustes normal y de Birnbaum-Saunders (B-S) a los resultados junto con un análisis de sensibilidad de cada parámetro. Finalmente se compara con estimaciones hechas por empresas de exploración geotérmica.
Los resultados obtenidos indican que para B-S (el mejor ajuste) se tiene que con un 90% de probabilidad la capacidad de generación de energía eléctrica se encuentra en el rango superior a 33 MW, con un 55% de probabilidad en el rango superior a 59 MW y con un 10% de probabilidad en el rango superior a 93 MW. Mediante el análisis de sensibilidad, el escenario más favorable se alcanza con el valor máximo del área y es de 90.32 MW, comparable con la estimación hecha por Geotérmica del Norte (GDN, 2010) de 91 MW.
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