ENEREG1 MÓDULO 5

Curso básico en exploración geotérmica para la integración regional.

Edición 2016 MÓDULO V Exploración Geofísica

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Autor del curso: Banco Interamericano de Desarrollo (BID) (www.iadb.org), a través de su Sector de Integración y Comercio (INT) Coordinador del curso: Rodrigo Ernesto Vázquez Escalante Banco Interamericano de Desarrollo (BID) (www.iadb.org), a través de su Sector de Integración y Comercio, el Instituto para la Integración de América Latina y el Caribe (www.iadb.org/es/intal), el Instituto Interamericano para el Desarrollo Económico y Social (INDES) (www.indes.org), y el Programa Regional de Entrenamiento Geotérmico (PREG) (www.geotermia.edu.sv ) Autor del Módulo: Luis Castillo, Licenciado en Física (Universidad de El Salvador, El Salvador), Master en Geofísica Aplicada (Georgia Institute of Technology, USA), postgrado en Sistemas de Información Geográfica y Teledetección (Stuttgart Hochschule für Technik, Alemania), Profesor de la Universidad de El Salvador (desde 1995 a la fecha), Jefe del Departamento de Geofísica de la Universidad de El Salvador (2013 a la fecha).

Coordinación pedagógica y de edición: El Instituto Interamericano para el Desarrollo Económico y Social (INDES) (www.indes.org ), en colaboración con la Fundación Centro de Educación a Distancia para el Desarrollo Económico y Tecnológico (CEDDET) (www.ceddet.org)

Edición 2016

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Curso básico en exploración geotérmica para la integración regional

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Índice Índice de Figuras ..................................................................... 5 Índice de Tablas ...................................................................... 6 Glosario .................................................................................. 7 Presentación del curso ............................................................ 11 Objetivo General .................................................................... 12 Objetivos Específicos .............................................................. 12 Preguntas Orientadoras .......................................................... 13 Unidad I. Introducción a la Geofísica ........................................... 14 Objetivos ........................................................................... 14 Introducción ....................................................................... 14 I.1 Importancia de los estudios geofísicos .............................. 14 I.2 Clasificación de métodos de exploración geofísica............... 16 Síntesis de Unidad I ............................................................ 21 Unidad II. Método gravimétrico de exploración geotérmica ............ 22 Objetivos ........................................................................... 22 Introducción ....................................................................... 22 II.1 Conceptos Básicos ........................................................ 22 II.2 Anomalías gravimétricas ................................................ 30 II.3 Mediciones Gravimétricas y corrección de datos ................ 33 Síntesis de Unidad II ........................................................... 41 Unidad III. Estudio magnéticos en la Exploración Geotérmica ......... 42 Objetivo............................................................................. 42 Introducción ....................................................................... 42 III.1 Conceptos Básicos ....................................................... 43 III.2 Magnetometría ............................................................ 49 Síntesis de Unidad III .......................................................... 59

Unidad IV. Métodos de exploración Local ..................................... 60 3 3 3

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Objetivo............................................................................. 60 Introducción ....................................................................... 60 IV.1 Método Geoeléctrico ..................................................... 61 IV.2 Método Electromagnético .............................................. 65 IV.3 Métodos de investigación Sísmica ................................... 69 Síntesis de Unidad IV .......................................................... 74 Unidad V. Desarrollo de un modelo Geofísico Conceptual ............... 76 Objetivo............................................................................. 76 Introducción ....................................................................... 76 V.1 Limitaciones comunes en métodos geofísicos .................... 76 V.2 Integración de métodos geofísicos ................................... 77 V.3 Proceso de elaboración de un modelo geofísico ................. 79 V.4 Modelo Geofísico integrado. Caso de estudio ..................... 82 Síntesis de Unidad IV .......................................................... 87

Material Complementario ..................................................... 88 Bibliografía ......................................................................... 88

Resumen analítico, modulo IV .... ¡Error! Marcador no definido.

Sistema general de evaluación.... ¡Error! Marcador no definido.

Plan de actividades ................... ¡Error! Marcador no definido.

Diseño de las actividades. .......... ¡Error! Marcador no definido.

Rúbrica de Actividades ................. ¡Error! Marcador no definido.

AUTOEVALUACIÓN ....................... ¡Error! Marcador no definido.

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Índice de Figuras Figura 2.1 Medición de componente vertical de la gravedad relativa .............................................................................................. 24 Figura 2.2 Gravímetros modernos ............................................. 33 Figura 2.3 Correcciones de terreno ............................................. 36 Figura 2.4 Carta de Hammer .................................................... 37 Figura 2.5 Ejemplos de datos de Microgravedad .......................... 40 Figura 2.6 Ejemplo de interpretación de datos de micogravedad ... 40 Figura 3.1 Variaciones de la intensidad, inclinación y gradiente ...... 46 Figura 3.2 Mapa global de inclinación magnética........................... 47 Figura 3.3 Mapa global de la intensidad del campo magnético ........ 48 Figura 3.4 Variación diaria del campo magnético .......................... 49 Figura 3.5 magnetómetro de Precisión protónica y sensor conteniendo un fluido hidrocarburo ............................................................... 50 Figura 3.6 Mapa de anomalías magnéticas ................................... 57 Figura 4.1 Disposición de toma de datos MT................................. 68 Figura 4.2 Parámetros de las ondas sísmicas................................ 71 Figura 4.3 Ondas de cuerpo P y S ............................................... 71 Figura 4.4 Diferentes trayectorias de rayos sísmicos ..................... 73 Figura 5.1 Diagrama de flujo de trabajo en una campaña geofísica . 79 Figura 5.2 Ejemplo de mapas de anomalías I .............................. 83 Figura 5.3 Ejemplo de mapas de anomalías II .............................. 85 Figura 5.4 Perfil MT................................................................... 86

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Índice de Tablas Tabla 1.1 Campos de aplicación de métodos geofísicos ................ 18 Tabla 2.1 Densidades comunes de rocas .................................... 29 Tabla 3.1 Susceptibilidades magnéticas de rocas y minerales ........ 54

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Glosario

Anomalía geofísica: Diferencia entre el valor medido y el valor medio de un parámetro físico para una ubicación determinada. Se clasifican en positivos cuando el valor medido es superior al valor medio y negativo cuando el valor medido es inferior al valor medio.

Basalto: Roca de origen volcánico de color gris oscuro que contiene menos de 53% de sílice. En estado fundido presenta una baja viscosidad, lo cual implica una erupción generalmente no explosiva que produce flujos de lava.

Caldera: Gran depresión de origen volcánico, generalmente de forma circular o elíptica, cuyo diámetro puede tener hasta varias decenas de kilómetros, formada por grandes erupciones volcánicas.

Corteza Continental: Comprende básicamente los continentes y está compuesta principalmente por rocas de composición granítica y sedimentos.

Campo Magnético: El campo magnético medido cerca de la superficie terrestre es la superposición de los campos magnéticos que tienen su origen en varios procesos físicos variables en el tiempo, que se agrupan en cuatro componentes generales: el campo magnético principal, el campo cortical, el campo de perturbaciones externo y la interferencia magnética local. La importancia de estas contribuciones para la

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dirección, la intensidad y la estabilidad del campo magnético varía con la región geográfica y con la dirección de la prospección magnética.

Corrientes de Eddy: Son corrientes eléctricas generadas por inducción electromagnética.

Cuadrícula: Una arreglo espacial regular de puntos, tales como las coordenadas x-y.

DIP: Angulo de inclinación Dipolo: Un par de cargas eléctricas opuestas (e iguales). La intensidad del dipolo es una cantidad vectorial cuya dirección procede de la carga positiva a la negativa y cuya magnitud es el producto del valor absoluto de la carga por la separación. Un dipolo puntual es una representación matemática idealizada de un dipolo en el que la separación de las cargas se aproxima a cero, en tanto que su carga se incrementa de manera que el producto (la intensidad del dipolo) se mantiene constante.

Fumarola: Emanación de gases y vapor de agua, generalmente a altas temperaturas, que sale de fracturas o grietas de la superficie de un volcán o de una zona con actividad volcánica.

Geodesia: Ciencia que estudia el campo gravitatorio y las dimensiones de la Tierra.

Gravimetría: La medición de la aceleración de la gravedad o el estudio de sus variaciones.

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Gravímetro: Un dispositivo utilizado para medir la aceleración de la gravedad, o más específicamente, las variaciones producidas en el campo gravitacional entre dos o más puntos.

Método electromagnético: Un grupo de técnicas en las que los campos eléctricos o magnéticos naturales o artificiales se miden en la superficie terrestre o en los pozos con el fin de mapear las variaciones de las propiedades eléctricas de la Tierra (resistividad y permeabilidad).

Hoy en día, la mayoría de las aplicaciones de los métodos electromagnéticos de superficie se concentran en la exploración de minerales y agua subterránea o en el mapeo medioambiental somero.

No obstante, la adquisición de registros electromagnéticos o eléctricos es la técnica principal utilizada en la exploración de petróleo para medir el volumen de hidrocarburos presentes en los poros de los yacimientos subterráneos. Los métodos electromagnéticos (EM) inductivos incluyen una diversidad de técnicas de baja frecuencia (que abarcan desde algunos Hz a varios kHz), que despliegan cables de bobina grandes o pequeños en la superficie o cerca de ésta. En el pasado, el uso del término "método electromagnético" tendía a referirse solamente a los métodos inductivos. Ahora, se aplica generalmente para hacer alusión a cualquier método que emplea campos electromagnéticos, incluidos los métodos que utilizan corriente continua (métodos eléctricos o de resistividad) y polarización inducida (IP), métodos que utilizan frecuencias de microondas (geo-radares), y métodos que emplean campos electromagnéticos naturales (métodos magnetotelúricos).

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Migración en Profundidad: Un paso del procesamiento sísmico en el que las reflexiones en los datos sísmicos se desplazan a sus localizaciones correctas en el espacio, incluida la posición respecto de los puntos de tiro, en áreas en las que existen cambios laterales o verticales rápidos y significativos de la velocidad, que distorsionan la imagen de tiempo. Esto requiere un conocimiento preciso de las variaciones verticales y horizontales de la velocidad sísmica.

Temperatura de curie: Temperatura arriba de la cual los materiales pierden sus propiedades magnéticas.

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PRESENTACIÓN DEL CURSO La geofísica es una ciencia muy diversa. Posee lo mejor del rigor de la física y la geología. Su objeto de estudio es la Tierra. Y trata de responder aspectos como: ¿Cuál es la dinámica de la Tierra?, ¿Cuál es su composición?, ¿Cómo ha evolucionado? Hasta hace poco más de tres décadas estas preguntas no tenían una respuesta con un grado de certeza acorde con el rigor científico. Se conocía a grandes rasgos la estructura de la Tierra, así como la ocurrencia de terremotos, actividad volcánica y otros elementos geológicos de gran escala, pero no se comprendía dicha ocurrencia. Aunque se han hecho muchos avances en la geofísica, todavía hay mucho por descubrir y aprender.

La importancia de la geofísica en la exploración de los recursos geotérmicos, así como en la exploración de otros recursos de importancia económica tales como el petróleo o la industria minera, es básica para ayudar a seleccionar a partir de extensas zonas, áreas de menor tamaño con potencial de ocurrencia del recurso geotérmico. Uno de los principales objetivos de la exploración de una zona geotérmica es definir su tamaño, forma y estructura y determinar sus características más importantes, tales como: temperatura, composición química, tipo de fluido y la capacidad energética que puede ser entregada.

Los métodos geofísicos proveen información importante para ubicar los primeros sitios de perforación exploratoria en muchos proyectos

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geotérmicos. Son numerosos los casos de campos geotérmicos con anomalías gravitatorias causadas por intrusión de cuerpos magmáticos calientes o densos sedimentos con un alto grado de alteración hidrotermal. Sin embargo las geofísica superficial o de pozo es más importante después, en la etapa de desarrollo del campo geotérmico, cuando se debe elegir la ubicación de los pozos productores o de reinyección, o proporcionar elementos para restringir o calibrar los modelos conceptuales o numéricos del reservorio, a fin de controlar del desarrollo del mismo y la producción que puede ser obtenida de ellos.

Objetivo General Presentar los principales métodos geofísicos y su aplicación para la delimitación de zonas de interés geotérmico y posterior elaboración de un modelo geofísico conceptual.

Objetivos Específicos 1. Describir aplicaciones de los diferentes métodos geofísicos.

2. Describir las diferentes propiedades físicas de los materiales de la corteza terrestre relacionadas con cada uno de los métodos geofísicos.

3. Interpretar de manera general resultados de estudios geofísicos.

4. Desarrollar un modelo geofísico integrado básico.

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Preguntas Orientadoras

¿Cuáles son los principales parámetros geofísicos que se miden con las diferentes herramientas aplicadas durante la exploración geotérmica?

¿Por qué es importante sustentar una prospección geofísica en el conocimiento previo del entorno geológico y tectónico del área de estudio, en la fase de exploración de un proyecto geotérmico?

¿Cuáles son las principales ventajas y limitaciones que presentan los métodos de exploración geofísica, y cómo se pueden reducir esas limitaciones?

¿Cuál es el propósito de elaborar un modelo conceptual geofísico que integre los diferentes métodos de exploración aplicados en la delimitación y caracterización de un reservorio geotérmico?

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Unidad I. Introducción a la Geofísica

Objetivo Que el estudiante adquiera una visión amplia de los diferentes métodos geofísicos de exploración y su aplicación a la delimitación y caracterización de un reservorio geotérmico.

Introducción Los métodos geofísicos constituyen una de las principales herramientas de exploración en geotermia. Permiten a partir de una razonable relación costo-beneficio (tomando en cuenta la extensión del área de estudio que usualmente pueden varias de decenas a cientos de kilómetros cuadrados), obtener a partir de mediciones de parámetros físicos tales como densidad volumétrica de masa (M/L3), resistividad eléctrica y susceptibilidad magnética entre otras, un modelo geofísico que oriente la selección de áreas de perforaciones exploratorias y las posteriores a la implementación del campo geotérmico en producción (monitoreo y calibración).

I.1 Importancia de los estudios geofísicos La Geofísica es la aplicación de los principios de la física al estudio de la Tierra. Sus áreas de estudio comprenden, hablando de manera estricta, la meteorología, la electricidad atmosférica o la física de la ionósfera,

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pero en un sentido más detallado, se refiere a la física de la Tierra como cuerpo heterogéneo. El objetivo de la geofísica pura es deducir las propiedades físicas de la Tierra y su constitución interna a partir de los fenómenos físicos asociados con ellos, por ejemplo, el campo geomagnético, el flujo de calor, la propagación de ondas sísmicas, la fuerza de gravedad, etc. Por otro lado el objeto de la geofísica aplicada es la investigación de características específicas, que presumiblemente existen dentro de la corteza terrestre. Dentro de las características a considerar están estructuras sinclinales y anticlinales, fallas geológicas, domos de sal, ondulaciones en la roca cristalina cubierta por otros materiales,

depósitos

de

minerales con

importancia

comercial,

depósitos de arcillas por mencionar algunos. Es de conocimiento común hoy en día que estas características de la corteza terrestre conllevan a importantes aplicaciones encaminadas a la resolución de problemas prácticos en la prospección de suelos, la ubicación de estratos conteniendo agua con calidad para el consumo humano e industrial, exploración minera, construcción de vías, ingeniería civil, geotermia, etc.

A menudo, la aplicación de la física, en combinación con

información geológica es la única forma satisfactoria para resolver estos problemas.

El uso de métodos geofísicos se ha incrementado en diferentes tipos de aplicaciones. Por ejemplo, la detección y mapeo de estructuras enterradas en arqueología puede optimizarse mediante una mejor

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delimitación del área de excavación. Otra aplicación medioambiental es la detección de cavidades subterráneas, mapeo de flujo de aguas subterráneas, delimitación de zonas afectadas por la contaminación de agua en el suelo y roca base.

I.2 Clasificación de métodos de exploración geofísica Los métodos geofísicos usados en la investigación de características superficiales de la corteza de la Tierra varían en concordancia con las propiedades de las rocas (este término usado en el sentido amplio) y pueden ser clasificados en cuatro clases. Por un lado tenemos los métodos estáticos en los cuales las distorsiones de un campo físico estático son detectadas y medidas con mucha precisión con el objetivo de delimitar las características geológicas que los producen. El campo estático puede ser natural tal como el geomagnético, el gravitacional o el campo de gradiente térmico, o puede ser un campo artificialmente generado tal como el gradiente de campo eléctrico. Por otro lado, tenemos los métodos dinámicos en los cuales las señales son enviadas al subsuelo y la señal de retorno es detectada, su magnitud y tiempos de arribo son medidos en puntos determinados. En los métodos dinámicos la dimensión temporal siempre está presente en las ecuaciones que describen la física del campo, de forma directa como en el estudio de las ondas sísmicas o de manera indirecta como frecuencias o fases en los métodos electromagnéticos. Existen otras clases de métodos que caen entre los dos mencionados anteriormente.

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Los métodos de relajación, tienen como característica dimensión

temporal

aparece

como

el

tiempo

que la

necesario

para

distorsionar el medio y que este retorne a su estado normal, esta clase incluye el sobre voltaje o el método de polarización inducida.

Finalmente existen los que se denominan métodos de efecto integrado, en los cuales las señales detectadas son promedios estadísticos dentro de un área o volumen determinado, los métodos que usan la radioactividad caen en esta categoría.

Las clasificaciones de métodos geofísicos en subterráneos, aéreos o métodos de pozo se refieren únicamente al procedimiento operacional.

No tienen significado físico alguno. Muchos métodos terrestres pueden ser usados en el aire, agua y en pozos.

La tabla 1.1 muestra una síntesis de las posibles aplicaciones de los métodos, aclarando que otros métodos pueden ser aplicados para los mismos objetivos de investigación.

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Tabla 1.1. Una visión amplia de los campos de aplicación de los principales métodos geofísicos: Micro = observaciones extraprecisas y detalladas; SP = Self-potential (potencial espontaneo); VES = vertical electrical sounding (sondeo eléctrico vertical); ER = Earth resistivity (resistividad terrestre); IP = induced polarization (polarización inducida); CW = continuous-wave harmonic field (campo armónico de onda continua); VLF = very-low-frequency (frecuencia muy baja); GPR = ground penetrating radar (georadar); TEM = transient-field electromagnetic (campo transitorio electromagnético); MT = magneto-teluric (magnetotelurico); Refl. = reflección; Refr. = refracción; α = trasador alfa; γ = Centilometro gamma.

Objeto de observación o

Magnético Normal

Micro

Gravedad Normal Micro

Eléctrico SP

VES ER IP

Electromagnético CW VLF GPR TEM

Sísmico MT Refl.

Refr.

Radioactividad α

γ

Investigación Sitios

x

x

x

arqueológicos Cavidades

x

x

subterráneas Arcillas, suelos

x

x

x

x

y turba Campos de

x

x

carbón Sitios de

x

x

construcción Seguridad de

x

x

presas y flujo subsuperficial Fisuras en

x

x

x

rocas

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Fractura en

x

x

x

x

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x

x

x

rocas Mapeo

x

x

geológico Agua

x

subterránea en rocas cristalinas Agua

x

subterránea en áreas sedimentarias Flujo de agua

x

subterránea Petróleo y gas Minerales en

x x

x

x x

x

x

x

x

áreas de roca dura Minerales bajo

x

x

grandes espesores de material meteorizado Materiales de

x

x

sobrecarga

19

19 19

19

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gruesos Contaminación

x

de suelos y aguas subterráneas Riesgo por

x

radón Intrusión

x

x

salina Depósitos de

x

x

arena

Fuente: Parasnis, 1986

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20 20

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Síntesis de Unidad I

Los métodos geofísicos de exploración son usados extensamente en varias industrias incluidas la petrolera, minera y la geotérmica.

Las profundidades de exploración que se pueden alcanzar (varios kilómetros en la corteza terrestre) permiten elaborar modelos conceptuales o numéricos del comportamiento del sistema geotérmico en áreas que van desde las que presentan claras evidencias de la actividad hidrotermal

(fumarolas, zonas de

alteración, etc.) hasta aquellas que no muestras manifestación superficial alguna.

La geofísica junto a la exploración geológica y geoquímica son las tres geociencias fundamentales que se aplican en la fase de exploración de un proyecto geotérmico. A pesar de la utilidad de estos métodos, no es hasta la fase de perforación que los modelos generados pueden ser contrastados, calibrados o en el peor de los casos desechados, sin embargo su importancia es primordial en la toma de decisiones tanto técnicas como económicas en la ejecución del proyecto.

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Unidad II. Método gravimétrico de exploración geotérmica

Objetivo

Que el estudiante comprenda las bases teóricas fundamentales sobre las aplicaciones del método gravimétrico en la exploración de recursos geotérmicos.

Introducción Según Reichard Kirsch, la Gravimetría es un método bien establecido en la geofísica aplicada. Trata de la distribución de densidades volumétricas (M/L3) en la corteza de la Tierra. Los avances en la teoría, tecnología y aplicaciones no solamente fueron impulsados por la exploración geofísica, sino también por el progreso en el campo de la geodesia.

II.1 Conceptos Básicos Las mediciones de la gravedad son usadas para determinar las diferencias en densidad y su extensión lateral a nivel sub-superficial.

Estas diferencias usualmente son muy pequeñas y requieren equipo

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con alta sensibilidad para determinar las anomalías gravitatorias relativas. Estas diferencias demandan correcciones locales y regionales dependientes del tiempo (por ejemplo, cambios diurnos de valores de campo magnético y efectos de marea) y estáticas (por ejemplo, elevación y topografía), entonces son usadas para construir un mapa de contornos o anomalías de Bouguer, con líneas de igual valor de anomalía gravitatoria. Estas líneas son llamadas isogals (gal en memoria de Galileo Galilei). Las anomalías positivas (comparadas con los

valores

circundantes)

corresponden

con

altas

densidades

sub-superficiales. Ellas pueden ser de gran interés para la exploración geotérmica, ya que están asociadas con intrusiones máficas o intermedias, e intrusiones geológicas jóvenes (< 1 Ma) las cuales pueden ser una potencial fuente de calor. Tales estructuras pueden ser comúnmente detectadas por una anomalía magnética positiva.

Anomalías positivas pueden, además, ser causadas por la deposición de silicatos producto de actividad hidrotermal.

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Figura 2.1. Medición de la componente vertical de la gravedad relativa al geoide, la cual representa una superficie equipotencial.

Fuente: Hinze, W. J., von Frese, R., R., B., Saad, A., H., Gravity and Magnetic Exploration. Principles, Practices, and Applicactions, pp. 23

Las anomalías gravitatorias negativas pueden tener muchas causas, algunas de ellas con prometedoras implicaciones para la exploración geotermal. Por ejemplo, bajas densidades pueden ser causadas por intrusiones félsicas tales como granitos, cuerpos magmáticos, altas porosidades fluyendo a través de zonas altamente fracturadas de las rocas. Altas porosidades o rocas altamente fracturadas pueden proveer zonas interesantes de contenido alto de flujo y/o permeabilidad. Los

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minerales de alteración producidos por circulación de agua caliente pueden causar una anomalía gravitatoria de densidad negativa.

Las fallas geológicas también pueden ser trazadas por medio de herramientas gravimétricas, ya que ellas se presentan como distintos cambios en la densidad a través de zonas lineales más o menos definidas. Estas fallas geológicas que no necesariamente pueden tener una expresión en superficie, pueden servir de canal para el flujo hacia la superficie de agua caliente. Los mapas de anomalías gravitatorias pueden mostrar la extensión del material sedimentario en cuencas como anomalías negativas y son usadas para estimar la profundidad de la base subyacente. Tales mapas pueden proveer información de primera mano acerca del calor y volumen de un potencial reservorio geotérmico. Por ejemplo, prospecciones gravimétricas que fueron desarrolladas en la ciudad italiana de Larderello (Fiordelisi and Bertani, 2006; Orlando, 2005), donde se adquirieron datos de 23000 estaciones, correspondiendo una estación por cada kilómetro cuadrado, esto para proveer información estructural sub-superficial. Metodologías de modelación 2D/3D se usaron en conjunto con datos de densidad experimentales, lo que apunto a cuerpos de baja densidad relacionados con intrusiones fundidas que actúan como la potencial fuente de calor de sistema.

En un ambiente volcánico, las diferencias gravitatorias dependen fuertemente de la química de las rocas y su porosidad. Generalmente,

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cuerpos magmáticos sólidos son mucho más densos que las capas de rocas piroclásticas, donde las densidades son usualmente bajas. En rocas altamente porosas tales como las tobas riolíticas (donde las porosidades pueden ser mayores al 40%), las densidades son también fuertemente influenciadas por el contenido de fluido. Una roca seca puede ser mucho más ligera que una saturada de fluido; vapor y agua líquida pueden distinguirse claramente. Ejemplos de reservorios geotérmicos volcánicos, donde estas observaciones fueron usadas para delinear las zonas de alteración hidrotermal, son Broadlands y Ohakuri en el área geotérmica de Taupo en Nueva Zelanda (Hunt at al, 1990).

El uso primario de las mediciones gravimétricas en la actualidad se concentra en ayudar a restringir el contexto estructural de un área, delinear tendencias de fallas geológicas y determinar la profundidad de la base rocosa. Las prospecciones de gravedad usando datos de superficie,

aéreos

y

hasta

de

satélite

son

utilizados

más

frecuentemente para este propósito como uno de los primeros pasos para caracterizar una región de interés y ayudar a determinar áreas para futuras inspecciones. A pesar que la prospección de gravedad pueden

ayudar

en

la

restricción

del

recurso

geotérmico,

la

interpretación de los resultados es raramente inequívoca para tomar decisiones económicas. Por ejemplo, intrusiones de composición intermedia a máfica, comúnmente asociadas con anomalías positivas, pueden ser anomalías negativas si ellas ascienden a través de una base

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rocosa metamórfica (por ejemplo la cuenca del Colorado, Colorado, USA).

Otro uso común de prospecciones de monitoreo de gravedad en áreas geotérmicas, es para definir el cambio en los niveles de agua subterránea y para monitoreo de subsidencia. La extracción de fluido que no es repuesto dentro de un lapso de tiempo adecuado, causa variaciones en la presión de poro y por consiguiente de la densidad.

Este efecto pueden inducir subsidencia en la superficie, cuya rapidez depende de la recarga de fluido en el área de extracción y de las rocas afectadas por la compactación. Monitoreo gravimétrico frecuente junto a monitoreo meteorológico puede definir la relación entre gravedad y precipitación que produce cambios en los niveles del agua subterránea.

Cuando la gravedad es corregida por este efecto, los cambios de gravedad muestran cuanta masa de agua afluente es descargada a la atmósfera. El monitoreo hidrológico de una prospección de gravedad es un importante indicador de la recarga de fluido en sistemas geotérmicos y la necesidad de implementar procesos de reinyección.

Las ventajas de los métodos gravitatorios sobre otros métodos geofísicos se basan en que ellos son comparativamente fáciles de usar y relativamente económicos; además, proveen una buena estimación de la extensión de las estructuras con cierto contraste de densidad, permitiendo restringir la ubicación y extensión del reservorio. La

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resolución

y

calidad

de

los

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datos,

sin

embargo,

decrece

considerablemente con la profundidad. Los estudios gravimétricos proveen una útil herramienta para reservorios poco profundos (<~2 km) en sistemas convencionales y dado que los resultados son a menudo ambiguos, este debe ser usado en combinación con otros métodos geofísicos.

Según Milsom, diferencias en la densidad de las rocas producen pequeños cambios en al campo gravitatorio de la Tierra que pueden ser medidos usando instrumentos portátiles conocidos como gravímetros.

La constante gravitacional G tiene un valor de 6.67x10 -11 Nm2kg-2.

Campos gravitatorios son equivalentes a las aceleraciones, que en el Sistema Internacional (SI) tienen unidades de ms-2. Esta unidad es inconveniente en trabajo geofísico y la unidad gravitatoria u.g. ó μms-2) es de uso más generalizado. La unidad c.g.s., el miligal, equivalente a 10 u.g. es todavía muy usada.

II.1.1 El campo gravitatorio de la Tierra El campo de gravedad de la Tierra es casi el mismo que el de una esfera con radio promedio equivalente y con masa igual al total de la Tierra, pero con leves incrementos hacia los polos. La diferencia entre los valores polares y ecuatoriales es de cerca del 5%. La relación entre el valor de gravedad a nivel del mar y la latitud geográfica (λ) esta 28 28 28

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descrita por la Formula Internacional de la Gravedad, adoptada en 1967 por la Unión Internacional de Geofísica y Geodésica:

gnorm = 9780318.5 + 51629.27 sin2 λ + 229.5 sin4 λ (u.g.)

II.1.2 La Densidad de la Rocas En el Sistema Internacional de unidades, la densidad tiene unidades de kg m-3 pero es común encontrar unidades µg m-3, donde los valores son numéricamente iguales al del c.g.s. donde la densidad del agua es la unidad. Muchas de las rocas de la corteza tienen densidades entre 2.0 y 2.9 µg m-3. En los primeros días de las mediciones de gravedad se adoptó una densidad de 2.67 µg m-3 para la parte superior de la corteza y todavía es muy usado en modelación y el cálculo de las correcciones por elevación para los mapas de gravedad estandarizados. La tabla 2.1 muestra algunos valores comunes de densidades para rocas.

Tabla 2.1 Densidades de rocas comunes y de minerales con importancia económica.

Rocas comunes

Densidad

Rocas comunes

-3

Densidad (mg m-3)

(mg m ) Arena seca

1.4 – 1.65

Quarzita

2.6 – 2.7

Serpentinita

2.5 – 2.6

Peridotita

3.1 – 3.4

Arena húmeda

1.95 – 2.05

Minerales con importancia económica

Gneis

2.65 – 2.75

Esfalerita

3.8 – 4.2

Carbón

1.2 – 1.5

Galena

7.3 – 7.7

29 29 29

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Granito

2.5 – 2.7

Calcopirita

4.1 – 4.3

Tiza

1.9 – 2.1

Cromita

4.5 – 4.8

Dolerita

2.5 – 3.1

Pirrotita

4.4 – 4.7

Sal

2.1 – 2.4

Hematita

5.0 – 5.2

Basalto

2.7 – 3.1

Pirita

4.9 – 5.2

Caliza

2.6 – 2.7

Magnetita

5.1 – 5.3

Gabro

2.7 – 3.3

Peridotita

3.1 – 3.4

Fuente: Parasnis, 1986

II.2 Anomalías gravimétricas

II.2.1 Mediciones de la gravedad: mediciones absolutas y relativas La medición del valor absoluto de la gravedad puede obtenerse por medio de dispositivos pendulares o de caída libre. Una de las más precisas mediciones de la gravedad realizada en el siglo XIX fue hecha por Kater con

su

péndulo reversible, a pesar de

que

otros

experimentadores intentaron diferentes métodos sin mucho éxito. El método de Kater consiste en principio, en ajustar los momentos de inercia de un péndulo de barra de tal forma que sus periodos de oscilación (T) alrededor de los filos de navajas ubicadas en ambos lados del centro de gravedad son iguales. La distancia entre los filos L es entonces la longitud de un péndulo simple ideal del mismo periodo de tal forma que g = 4π2L/T2. El método fue refinado durante la primera mitad del siglo XX y a finales de la década de 1950 se alcanzó una

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precisión de 1μms-2 en las mediciones del valor absoluto de la gravedad.

En geofísica aplicada, el conocimiento del valor absoluto de la gravedad no es a menudo de interés inmediato. Son de mayor interés las mediciones relativas que dan las diferencias de gravedad Δg entre un punto de medición y otro que se ha designado como punto base.

Correcciones apropiadas deben ser aplicadas a las diferencias dentro de una región para tomar en consideración cualquier causa de las diferencias observadas. El valor corregido de

Δg, llamado anomalía,

es el que produce información de los cambios de densidad dentro de la Tierra, así como las superficies que limitan una región con diferente densidad. Esta información está, sin embargo, siempre sujeta a ciertas ambigüedades inherentes a la teoría del potencial gravitatorio Newtoniano.

II.2.2 Gravímetros Debido a las pequeñas variaciones en el valor de la gravedad, es de considerar que si las mediciones tendrán un uso amplio, estas deben tener una precisión mejor que unas cuantas partes en 10 7 y preferiblemente con una precisión cercana a entre 1 y 5 partes en 10 8.

Esto se logra con el uso de instrumentos conocidos como gravímetros.

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Una gran

cantidad de

gravímetros han

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sido propuestos pero

fundamentalmente caen dentro de dos categorías, los de tipo estable y los de tipo inestable. Por razones tales como la velocidad de lectura, sensibilidad y peso ligero solamente los gravímetros inestables están en uso regular en la actualidad. Nos referiremos a dos tipos de gravímetros inestables:

a) LaCoste – Romberg Este gravímetro es una adaptación del sismógrafo LaCoste de periodo largo, usa las propiedades elásticas de un resorte junto al torque total producido por una masa para medir las variaciones relativas de la gravedad. El sistema entero esta sellado y mantenido a una temperatura constante arriba del máximo de temperatura en el área de estudio. El instrumento pesa alrededor de 10 kg incluyendo las baterías.

b) Worden Se basa en un sistema mecánico, similar al LaCoste – Romberg pero con menor precisión. Este debe ser construido teniendo en cuenta la región de la Tierra donde se usará.

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Figura 2.2. Gravímetros modernos para la medición de gravedad relativa.

Fuente: recuperado de http://www.gravitymeter-repair.com/Portals/0/ images/upgrade.jpg, y http://scintrexltd.com/images/CG-5.jpg

II.3 Mediciones Gravimétricas y corrección de datos En gravimetría, más que en otra rama de la geofísica, grandes (en principio) y calculables efectos son producidos por fuentes que no son del interés geológico del estudio. Estos efectos son removidos por medio de reducciones que involucran cálculos secuenciales de un número de cantidades reconocidas. En cada caso el signo de la reducción o corrección es opuesta al efecto para el cual está diseñado remover. Un efecto positivo es uno que aumenta la magnitud del campo medido.

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Corrección por latitud geográfica Las correcciones por latitud geográfica son hechas usualmente substrayendo

la

gravedad

normal,

calculada

de

la

Formula

Internacional de la Gravedad del valor observado o gravedad absoluta.

Para prospecciones no ligadas a un sistema de referencia absoluto, las correcciones locales de latitud deben ser hechas seleccionando una base arbitraria y seleccionando el gradiente norte-sur teórico de 8.12 sin(2λ) u.g./km.

Corrección de Aire Libre El resultado de la corrección de latitud es en parte debido a la altitud de la estación gravimétrica con respecto al nivel del mar. Un incremento en la altitud implica un incremento en la distancia desde el centro de masa de la Tierra y el efecto es negativo para estaciones arriba del nivel del mar. La corrección de aire libre es entonces positiva y para todas las aplicaciones prácticas es igual a 3.086 u.g./metro. La cantidad obtenida después de aplicar las correcciones de latitud y aire libre se denomina anomalía de aire libre o gravedad de aire libre.

Corrección de Bouguer Debido a que las masas están irregularmente distribuidas, sus efectos son difíciles de calcular con precisión y es necesario aproximar los

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valores. Un planteamiento simple asume que la topografía puede ser representada por una lámina plana que se extiende al infinito en todas direcciones, con densidad constante y un espesor igual al de la altitud de la estación gravimétrica sobre la superficie de referencia. Esta placa de Bouguer produce un campo gravitatorio igual a 2πρGh, donde h es el espesor de la placa y ρ su

densidad (1.1119 u.g./metro para la

densidad estándar de 2.67 µgm-3).

El efecto Bouguer es positivo y la corrección es por lo tanto negativa. Ya que es solamente alrededor de un tercio del valor de la corrección de aire libre, el efecto neto de un incremento en altitud es una reducción en el campo. La corrección combinada es positiva y se aproxima a 2 u.g./metro, así las elevaciones no deben ser menores a 5 cm para hacer un uso completo de sensibilidad del gravímetro.

Debido a que las correcciones de Bouguer dependen de las densidades asumidas

así

como

las

alturas

medidas,

ellas

difieren

fundamentalmente de las correcciones de aire libre y combinando las dos en una corrección de elevación unificada puede conducir a una interpretación errónea. También se asume a menudo que las correcciones combinadas reducen los valores de gravedad a aquellos que serían obtenidos donde las lecturas hechas en la superficie de referencia, con toda la topografía removida. Lo anterior no es verdad, en la figura 2.3, el efecto de la masa M registrado en el punto P no es

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alterado por estas correcciones. Se mantiene el efecto de un cuerpo a una distancia 2h debajo de P, no en el punto P’ una distancia h por debajo

de

él.

Todavía

más

obvio,

la

corrección

no

elimina

misteriosamente el efecto de la masa m, arriba de la superficie de referencia, debido a que la corrección de Bouguer asume una densidad constante. La gravedad de Bouguer es determinada en los puntos donde las mediciones fueron hechas, un hecho que debe ser tomado en cuenta en la interpretación.

Figura 2.3. Correcciones de terreno. Las correcciones son por las desviaciones de la topografía a partir de una superficie paralela al nivel del mar a través de la estación gravimétrica y no del nivel del mar en sí, y son siempre positivas. Incluso después de la aplicación de las correcciones de Bourguer y aire libre, el efecto gravitatorio de las masas M y m aparecerán en los mapas como si estuvieran medidos en la estación del punto P, y no como si ello estuvieran medidos en el punto P’ en la superficie de referencia

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Fuente: Field Geophysics, 3rd edition, Milsom J., Wilson, 2003, pp 39

Correcciones de Terreno En áreas con alto relieve, se deben hacer correcciones topográficas de detalle. Aunque es posible corregir directamente para la topografía total sobre la superficie de referencia, sin antes hacer la corrección de Bouguer, es más simple calcular la gravedad y entonces corregir para la desviación de la placa de Bouguer.

Figura 2.4. Carta de Hammer (zona E a I) sobre una carta topográfica. Las dificultades en estimar las alturas promedios en los grandes compartimentos son fácilmente apreciables. Las letras identificando las zonas son difíciles de ver en este ejemplo pero son claras cuando la carta topográfica es removida.

Fuente: Milsom, J. 2002

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Una peculiaridad de este enfoque de dos etapas es que las correcciones de la segunda etapa siempre son positivas. En la figura 2.4, la masa topográfica (A) arriba de la estación gravimétrica ejerce un empuje hacia arriba en el gravímetro, el efecto es negativo y la corrección es positiva. El valle B, por otro lado, ocupa una región en que la corrección de Bouguer, asume que se rellena con roca que debe ejercer un tirón gravitacional hacia abajo. Esta roca no existe. La corrección de terreno debe compensar por una sobre-corrección por la placa de Bouguer y de nuevo es positiva.

Las correcciones de terreno pueden ser extremadamente tediosas. Para hacerlas manualmente, se necesita una carta de Hammer transparente y centrada en la estación gravimétrica ubicada en el mapa topográfico.

La diferencia entre la elevación estimada del terreno y la elevación de la estación es calculada para cada compartimento mostrado en la figura 2.4. Las correcciones correspondientes son obtenidas por medio de tablas. Las computadoras pueden simplificar este proceso

pero

requieren datos de terreno en formato digital y pueden ser igual de tediosos a menos que se tenga un modelo de elevación de terreno (DTM).

Agregando correcciones de terreno a la gravedad de Bouguer Simple, produce una cantidad comúnmente llamada gravedad extendida o gravedad completa de Bouguer. Densidades topográficas son a menudo variadas con respecto a la geología en un intento de reducir aún más la dependencia del terreno.

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Prospección Gravimétrica Las mediciones de microgravedad son relativamente simples de implementar y la medición de la densidad de las secuencias de rocas por debajo del sito del proyecto geotérmico. Comenzando con asunciones razonables del grosor y densidad de las diferentes unidades de rocas subterráneas, los datos de gravedad son modelados de manera iterativa para llegar al mejor ajuste entre los datos observados y los resultados calculados del modelo de gravedad. Este proceso ayuda a evaluar la estratigrafía y estructura del subsuelo. Los datos de gravimetría son comúnmente integrados con el mapeo geológico para brindar una mejor visión en la distribución tridimensional de las unidades rocosas y la visión general de la geología del terreno. Las prospecciones de gravedad pueden ser aplicadas a nivel regional y local en la fase de exploración para tener un mejor entendimiento de la estructura de las áreas más promisorias. El método gravimétrico es fundamental

y su relación costo-beneficio es baja en la exploración de

recursos naturales, incluyendo la exploración geotérmica. Algunas veces

datos

magnéticos

son

recolectados

durante

la

misma

prospección, requiriendo el uso de magnetómetros y gravímetros.

Mientras que las prospecciones magnéticas son menos importantes que los datos de gravedad, ellas también pueden brindar una visión adicional a la estratigrafía y la estructura de la zona de estudio.

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Figura 2.5 Ejemplo de datos de microgravedad (GNS Science, Nueva Zelanda).

Fuente: Geothermal Exploration Best Practices: A Guide to Resource Data Collection, Analysis, and Presentation for Geothermal Projects, pp. 57.

Figura 2.6. Ejemplo de interpretación de datos de microgravedad (GNS Science, Nueva Zelanda).

.

Fuente: Geothermal Exploration Best Practices: A Guide to Resource Data Collection, Analysis, and Presentation for Geothermal Projects, pp. 57

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Síntesis de Unidad II

El método gravitatorio mide muy pequeños cambios espaciales y temporales del campo de gravitatorio de la Tierra. Permite una amplia gama de aplicaciones que van desde las escalas submétricas hasta las globales. A pesar de que este método se queda corto en comparación con la resolución y precisión de observaciones directas, sus

procedimientos

son

rápidos,

económicos,

efectivos

y

no-invasivos, que permiten estudiar las partes del interior de la Tierra que son inaccesibles para otros métodos.

La aplicación del método gravitatorio implica, generalmente, un esquema

consistente

en

la

aplicación,

adquisición,

procesamiento e interpretación de los datos para aislar las variaciones anómalas de la gravedad asociada con el objetivo de investigación.

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Unidad III. Estudio magnéticos en la Exploración Geotérmica

Objetivo Que el estudiante comprenda las bases teóricas fundamentales y aplicaciones del método magnético en la exploración de recursos geotérmicos.

Introducción El método magnético es uno de los más antiguos y ampliamente utilizados de los métodos para la exploración de la superficie de la Tierra. Es una herramienta relativamente fácil y económica de usar en la exploración de una gran variedad de problemas que incluyen la determinación de recurso geotérmico, en base a las medidas de las variaciones del campo magnético terrestre. Estas variaciones causan anomalías que son mapeadas a partir del método magnético.

Una

aplicación

exitosa

del

método

magnético

requiere

una

comprensión profunda de sus principios básicos, una cuidadosa adquisición, reducción e interpretación de los datos. La interpretación puede estar limitada a un enfoque cualitativo que simplemente mapea

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la ubicación de la anomalía, pero bajo condiciones favorables el nivel tecnológico del método, permite interpretaciones más cuantitativas que implican especificaciones de la naturaleza de las fuentes anómalas.

Este método geofísico provee información valiosa para dar respuesta a un gran número de problemas, en comparación a

cualquier otro

método geofísico. Sin embargo, rara vez el método magnético conduce a respuestas sin ambigüedades en relación al problema que se investiga. Como resultado se usa, generalmente, junto a otros datos geofísicos

y

geológicos

para

limitar

las

ambigüedades

en

la

interpretación.

III.1 Conceptos Básicos Brújulas y agujas magnetizadas fueron usadas en la edad media para encontrar minerales en Suecia, lo que hace al método magnético el más antiguo de todos los métodos de la geofísica aplicada. En la actualidad es uno de los más ampliamente utilizados, a pesar que los efectos magnéticos son producidos por una pequeña cantidad de minerales.

La intensidad de campo magnético se miden en unidades llamadas nanoTesla (nT). En el sistema c.g.s. se usaba la unidad gamma, originalmente definida como 10-5 gauss pero numéricamente igual al nT, y todavía es usada en ciertas aplicaciones.

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Propiedades magnéticas.

Aunque gobernadas por ecuaciones fundamentales muy similares, la prospección magnética y de gravedad son muy diferentes. Las propiedades magnéticas de rocas adyacentes pueden diferir en varios órdenes de magnitud en lugar de un pequeño porcentaje como es habitual en la gravimetría.

La Susceptibilidad Un

cuerpo

ubicado

en

un

campo

magnético

adquiere

una

magnetización que es, aunque pequeña, proporcional al campo aplicado:

M = kH

La susceptibilidad k, es muy pequeña para la mayoría de los materiales naturales

y

puede

ser

negativa

(diamagnetismo)

o

positiva

(paramagnetismo). Los campos magnéticos producidos por materiales diamagnéticos y paramagnéticos se consideran muy pequeños como para afectar los magnetómetros en una prospección, pero modernos magnetómetros de alta sensibilidad están creando excepciones a esta regla. Muchas de las anomalías magnéticas observadas son debidas a un pequeño número de sustancias ferromagnéticas o ferrimagnéticas en las que magnetos moleculares son retenidos de forma paralela por fuerzas

de

intercambio

intermolecular.

Debajo

de

la

llamada

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temperatura de Curie, estas fuerzas son lo suficientemente fuertes para sobreponerse a los efectos de la agitación térmica. La magnetita, pirrotita y magemita tienen temperaturas de Curie de alrededor de 600°C, son los únicos minerales que de manera natural producen magnetismo, de los tres la magnetita es la más común.

El campo magnético de la Tierra Los campos magnéticos de los cuerpos geológicos son superpuestos en el fondo del campo magnético principal de la Tierra. Las variaciones en magnitud y dirección de este campo ejercen gran influencia en las magnitudes y formas de las anomalías locales.

En geofísica, los términos norte y sur usados para describir la polaridad son reemplazados por positivo y negativo. La dirección y magnitud se define de manera convencional como la dirección en la cual un polo positivo unitario se movería, pero como todo es relativo, los geofísicos dan poca importancia, si el polo norte o sur son positivos o negativos.

El campo principal de la Tierra El campo magnético de la Tierra se origina en las corrientes eléctricas que circulan en el núcleo externo, pero puede ser modelado por un dipolo ubicado en el centro de la Tierra. Distorsiones en el dipolo que se extienden sobre regiones miles de kilómetros pueden interpretarse debido a la presencia de un relativamente pequeño número de dipolos en la frontera núcleo-manto. La siguiente figura muestra las

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variaciones con latitud de la magnitud y dirección de un dipolo ideal alineado con el eje de rotación de la Tierra. Es notable que los ángulos de inclinación (dip) cambien casi el doble de los ángulos de latitud.

Figura 3.1. Variaciones de la intensidad, inclinación y gradiente para un dipolo ideal alineado de forma paralela al eje de rotación de la Tierra

Fuente: Milsom, pp54. 2002

Para explicar el actual campo de la Tierra, el dipolo principal debería estar inclinado alrededor de 11° con respecto al eje de rotación, de tal forma que ni el ecuador magnético ni los polos corresponden con sus ubicaciones geográficas. La inclinación magnética puede estimarse de mapas globales, y puede ser usada para hacer estimaciones poco precisas de las latitudes magnéticas y de gradientes regionales. Esto es

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útil para determinar si un gradiente regional es significativo, pero que solo brinda factores de corrección aproximados debido a la existencia de un número considerable de variaciones locales.

Figura 3.2. Mapa global de inclinación magnética

Fuente: Recuperado de https://en.wikipedia.org/wiki/File:World_Magnetic_ Inclination_2015.pdf

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Figura 3.3. Mapa global de la intensidad de campo magnético

Fuente: recuperado de https://en.wikipedia.org/wiki/File:World_Magnetic _Field_2015.pdf

Variaciones Diurnas El campo magnético de la Tierra presenta cambios inducidos por la intensidad y dirección de las corrientes circulando en la ionósfera. En un patrón solar estable, el campo magnético de fondo es casi constante durante la noche pero decrece entre el amanecer y cerca de la once de la mañana, pero incrementa hasta cerca de las cuatro de la tarde y comienza a descender lentamente hasta su valor normal durante la noche.

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Figura 3.4. Variación diaria del campo magnético para latitudes medias

Fuente : Milsom, J. pp56. 2002

III.2 Magnetometría Instrumentos magnéticos Los magnetómetros de precesión magnética usan el pequeño momento magnético de los núcleos de hidrogeno (protón). El elemento sensible consiste de un depósito conteniendo un fluido hidrocarburo de bajo punto de congelación, rodeado por una bobina de alambre de cobre. Si bien pueden usarse muchos fluidos, los fabricantes recomiendan el uso de un hidrocarburo de alta pureza. Una corriente polarizadora de alrededor de 1 Amp o más se hace circular por la bobina, creando un fuerte campo magnético, generando un alineamiento de los momentos de los protones en los átomos de hidrogeno.

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Cuando la corriente cesa, los protones se realinean en las direcciones del campo magnético de la Tierra. La física cuántica describe estas reorientaciones como la ocurrencia de un súbito giro, con la emisión de un cuanto de energía electromagnética, que es captado por los sensores del instrumento, el cual es proporcional a la intensidad de campo magnético en el punto de medición.

Los magnetómetros de precesión protónica pueden dar lecturas erráticas en zonas de fuerte gradiente de campo, y también por la interferencia por líneas de alto voltaje, transmisores de radio y hasta por corrientes de Eddy inducidas por conductores eléctricos cercanos.

Además ellos solo miden campos totales, lo que puede causar problemas al interpretar grandes anomalías donde la dirección de campo magnético cambia rápidamente de lugar a lugar. Sin embargo los magnetómetros de precesión son los más ampliamente usados por sus precisiones entre 1nT y 0.1 nT. Figura 3.5. Magnetómetro de Precesión protónica (derecha) y sensor conteniendo un fluido hidrocarburo con alto contenido de protones

Fuente: recuperado de http://www.gemsys.ca/gem-product-catalogue/

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Las prospecciones magnéticas miden cambios del campo magnético terrestre en el tiempo y espacio. Lo último está asociado con la composición y estructura de las formaciones rocosas en el subsuelo. El parámetro de interés es la susceptibilidad magnética, que es una propiedad de los materiales y que puede ser determinada y calibrada usando muestras de roca en el laboratorio. La susceptibilidad magnética de las rocas influye en el campo magnético natural, que se mide en nanoTesla (nT) (1 gamma = 1 nT). Las mediciones se ejecutan en la superficie o de forma aérea si el objetivo es un mapeo regional.

Una variedad de instrumentos puede ser usada, los más comunes son los magnetómetros de precesión protónica de alta precisión y los magnetómetros de vapor de cesio que se operan junto a receptores GPS diferenciales para registrar tiempo y posición de manera precisa.

El magnetismo de las rocas se adquiere cuando la roca se forma, y refleja la orientación del campo magnético al momento de la formación.

Pero, el magnetismo de las rocas pueden cambiar con el tiempo: si la roca es sometida a temperaturas arriba de cierto punto, llamado temperatura de Curie, esta pierde sus propiedades magnéticas. Se remagnetiza cuando se enfría, adquiriendo la orientación del campo magnético en ese momento.

La forma y magnitud de la anomalía magnética depende principalmente de dos factores:

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

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La forma y orientación/posición de la estructura magnética en el subsuelo.



La latitud de la ubicación. Este factor es importante debido al carácter dipolar del campo magnético terrestre. El campo magnético inducido tiene un ángulo de declinación (dip) que varía de lugar a lugar sobre la superficie de la Tierra. En el polo Norte magnético, este es vertical, y los patrones de anomalías que se registran se vuelven más complejos a medida que nos alejamos de los polos.

La susceptibilidad magnética de una roca y la temperatura a la que esta desaparece depende fuertemente de los componentes de las rocas, en otras palabras de la presencia de minerales magnéticos. Algunos minerales con alta susceptibilidad magnética son la magnetita, ilmenita, hemetita y pirrotita. Minerales de silicatos, rocas de sal (halita) y calizas tienen susceptibilidades magnéticas muy bajas y por lo tanto no son útiles para las mediciones magnéticas. Consecuentemente, las rocas sedimentarias tienen mucho menos susceptibilidad magnética que las rocas ígneas o metamórficas. Así el método magnético ha sido tradicionalmente usado para identificar y localizar las masas de rocas ígneas, que tienen un contenido relativamente alto de magnetita, que es el mineral magnético más común. Entre las rocas con alto magnetismo se incluyen el basalto y el gabro, mientras que rocas como el granito, granodiorita y riolita tienen valores moderados de

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susceptibilidad magnética. Ya que la actividad hidrotermal está asociada comúnmente con plutonismo, la interpretación magnética puede ser el primero paso en la búsqueda de áreas favorables para la existencia de un potencial reservorio geotérmico.

Susceptibilidad de rocas y minerales La susceptibilidad de una roca depende generalmente de su contenido de

magnetita.

Los

sedimentos

y

rocas

ígneas

ácidas

tienen

susceptibilidades pequeñas mientras que basaltos, doleritas, gabros y serpentinas tienen una fuerte magnetización. La intemperie reduce la susceptibilidad debido a que la magnetita se oxida en hematita, pero algunas lateritas son magnéticas debido a la presencia de magemita remanentes de hematita magnetizada.

En la actualidad, prospecciones aeromagnéticas de alta resolución (High-resolution Aeromagnetic Surveys, HRAM) tienen una resolución en la escala de subnanotesla, debido a que las prospecciones magnéticas ya no están restringidas a zonas con rocas magmáticas, ya que también pueden ser usadas para mapear fallas geológicas intrasedimentaria,

siempre

y

cuando

existan

algunas

capas

conteniendo concentraciones elevadas de magnetita que generen pequeñas anomalías (> 10 nT a 150 m de elevación, Nabighian et al., 2005). Tales prospecciones HRAM son consideradas estándares en la industria y muy a menudo son usadas en la exploración de

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hidrocarburos. Una exploración típica HRAM tiene alturas de vuelo entre 80 – 150 m y el espacio entre líneas de 250 a 500 m (Millegan, 1998).

Tabla 3.1. Susceptibilidades magnéticas de rocas y minerales comunes.

Rocas

Susceptibilidad

Minerales

Susceptibilidad

Pizarra

0 – 0.002

Hematita

0.001 – 0.00001

Dolerita

0.01 – 0.15

Magnetita

0.1 – 20.0

Diorita

0.0005 – 0.001

Cromita

0.0075 – 1.5

Basalto

0.001 – 0.1

Pirrotita

0.001 – 1.0

Granulita

0.0001 – 0.05

Pirita

0.0001 – 0.005

Riolita

0.00025 – 0.01

Gabro

0.001 – 0.1

Caliza

0.00001 – 0.0001

Comunes

Fuente: Milsom, J. 2002

La actividad hidrotermal influye en la susceptibilidad de las rocas. En un ambiente

volcánico

convencional,

la

circulación

de

fluidos

hidrotermales causa alteración en la roca, que a su vez causa una reducción en la susceptibilidad. Esta reducción

es consecuencia de la

destrucción del contenido de magnetita de la roca. De esta manera, unidades de roca volcánica y flujos de lava pueden ser fácilmente identificados de las rocas con alteración hidrotermal, lo que hace de la prospección geomagnética una herramienta muy útil en la exploración geotérmica en reservorios volcánicos de alta entalpia. Las alteraciones son usualmente causadas por fluidos con alta temperatura que pudieran estar relacionados con un reservorio geotérmico y estructuras tales como fallas geológicas o diques las cuales permiten la circulación

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de fluidos. Algunas de las áreas donde el método ha sido usado para delinear las estructuras mencionadas anteriormente para exploración son, por ejemplo, Nueva Zelanda, Kenia, Islandia, el oeste de los Estados Unidos, por mencionar algunas.

Un potencial adicional para el método geomagnético es su habilidad para detectar la profundidad a la que se alcanza la temperatura de Curie.

Varios

minerales

ferromagnéticos

tienen

diferentes

temperaturas de Curie, pero para los dos materiales con mayor magnetismo, la magnetita y pirrotina, las temperaturas son 580 y 320°C, respectivamente. Para la magnetita, las temperaturas pueden variar con el contenido de titanio, agregando un grado de incerteza para estimar las profundidades usando el grado de magnetización. Sin embargo, teniendo en cuenta estas incertidumbres, el nivel más profundo detectable para la magnetización, provee un estimado muy útil para la temperatura a esa profundidad y así poder tener un estimado del gradiente de temperatura y contenido de calor. Para observaciones del campo magnético hechas en o arriba de la superficie de la Tierra, la magnetización en la parte superior de la zona magnética de la corteza, está caracterizada por longitudes de onda relativamente cortas, mientras que el campo magnético debido a al desmagnetización en el punto de Curie en la profundidad estaría caracterizado por longitudes de onda larga y anomalías magnéticas de baja amplitud.

Esta diferencia en las características de frecuencias entre los efectos magnéticos de la parte superior e inferior de la capa magnetizada en la

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corteza pueden usarse para separar los efectos magnéticos a las dos profundidades y así determinar la profundidad del punto de Curie. Este enfoque, usando la creación de un mapa de puntos de Curie es una parte integral de la exploración y ha sido adoptado en el desarrollo de muchos intentos para descubrir nuevas regiones geotérmicas (Parque Nacional Yellowstone, Cascada Range de Oregón, las islas Japonesas, el norte del Mar Rojo, el cinturón volcánico mesoamericano, México y Centroamérica, partes de Grecia, etc.)

Para exploraciones regionales, las mediciones magnéticas pueden ser importantes para entender el entorno tectónico, por ejemplo,

en

Islandia o el valle Dixie, Nevada, USA (Smith, Grauch,and Blackwell, 2002). Con las prospecciones HRAM, el estudio de la estructura de una cuenca hidrográfica tiene implicaciones económicas importantes, especialmente en exploración de petróleo y gas, pero puede también ser aplicada para reservorios geotérmicos. En la mayoría de los casos, las cuencas típicamente tienen una susceptibilidad magnética menor que la base rocosa. Por lo tanto, es posible estimar la profundidad del basamento rocoso y, bajo circunstancias favorables, cuantificar mediante mapeo las estructuras del basamento, tales como fallas y macizos tectónicos (Prieto and Morton, 2003).

El método magnético se ha expandido desde su uso inicial como herramienta

para

encontrar

minerales

de

hierro,

hasta

una

herramienta común en la exploración de minerales, hidrocarburos, agua subterránea y recursos geotérmicos. La velocidad a la que las

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mediciones pueden ser realizadas y el relativo bajo costo para las campañas de toma de datos, han hecho que el método sea muy utilizado durante las últimas tres décadas. Las restricciones del método radican en la resolución con la profundidad, la complejidad de la interpretación, lo que la hace más confiable solamente para estructuras con formas geométricas simples, y la insensibilidad a la presencia de agua. Con estas restricciones en mente, su potencial es principalmente el determinar la fuente potencial de calor a profundidad y caracterizar la tectónica regional.

Figura 3.6. Mapa de anomalías magnéticas

Fuente: recuperado de http://www.scielo.org.mx/scielo.php?script=sci_arttext &pid=S0016-71692011000300007

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El objetivo de calcular las anomalías magnéticas es el aislar la expresión magnética que producen fuentes geológicas. Sin embargo debido a la naturaleza acumulativa de las mediciones se da una superposición debido a numerosas y variables fuentes dentro de la Tierra. Una parte importante del procesamiento, es la identificación y aislamiento de las anomalías derivadas de las fuentes que tienen particular interés en la prospección. Se dan menos problemas en la exploración magnética en comparación con la de gravedad, debido a la naturaleza de las anomalías magnéticas desde la profundidad y extensas distribuciones superficiales.

Específicamente, las anomalías magnéticas son más susceptibles al factor geométrico manifestado en la función inversa a la distancia que las anomalías gravitatorias. En otras palabras, se da una separación espectral mayor en las anomalías magnéticas en función de la profundidad.

Además, la amplitud de las anomalías de fuentes

extensas en gravedad es independiente de la profundidad, este no es el caso de las anomalías magnéticas. La amplitud de las anomalías magnéticas decrece con la profundidad y para fuentes extensas es casi cero. Como resultado las características geológicas de la Tierra que producen anomalías regionales distorsionadas no son un problema grande en la prospección magnética. Técnicas de aislamiento y mejora, principalmente en el dominio de la frecuencia, son usadas para identificar y separar las anomalías magnéticas de interés para la subsecuente interpretación.

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Síntesis de Unidad III

El

método

magnético

está

basado

en

las

mediciones

de

perturbaciones o anomalías en el campo magnético de la Tierra causados por las variaciones laterales en el momento magnético por unidad de volumen (magnetización) de los materiales de la Tierra.

La interpretación de datos magnéticos opera en varios niveles de complejidad. Puede variar desde la simple identificación y localización de cuerpos magnéticos anómalos subterráneos hasta el modelaje 3D, tendiente a caracterizar completamente las fuentes anómalas. La interpretación de datos magnéticos es complicada debido a la naturaleza dipolar del campo magnético, lo que resulta en efectos repulsivos y atractivos de una anomalía magnética, además por el gran rango de variables que convergen para determinar el carácter de una anomalía.

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Unidad IV. Métodos de exploración Local

Objetivo Que el estudiante comprenda las bases teóricas fundamentales y aplicaciones de método de exploración localizada, tales como el método geo eléctrico, electromagnético y el sísmico, aplicados a la exploración de recursos geotérmicos.

Introducción Las propiedades eléctricas del subsuelo pueden explorarse ya sea con métodos eléctricos o electromagnéticos. En términos generales, los métodos eléctricos utilizan el flujo de una corriente eléctrica estable en el suelo, esta corriente puede ser directa o variar periódicamente; mientras que el método electromagnético se basa en el fenómeno de inducción electromagnética y el carácter ondulatorio del campo electromagnético.

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Los dos métodos más importantes en la exploración geofísica y en particular en la exploración de recurso geotérmico son: a) el potencial espontaneo SP (self potential) y la resistividad de la Tierra (Earth resistivity).

Para la determinación de parámetros mecánicos y geometría del subsuelo, el método sísmico es uno de los más usados. Este método puede ser activo o pasivo, siendo más común en exploración de recursos energéticos el método activo.

IV.1 Método Geoeléctrico

La mayoría de las rocas son muy malos conductores de la electricidad, pero generalmente son porosas y los poros están llenos de fluidos, convirtiéndolas en conductores electrolíticos. Los reservorios son volúmenes de rocas llenas con fluidos calientes (agua, vapor y gas), la resistividad eléctrica de la roca en el subsuelo es el parámetro más diagnosticado, de los que pueden ser medidos desde la superficie para determinar la ocurrencia de recursos geotérmicos. Además las resistividades eléctricas son altamente dependientes de la temperatura.

La conductividad total aumenta en más de un orden de magnitud cuando la temperatura aumenta desde la temperatura ambiente hasta los 200°C (Yokohama et al., 1983). Un incremento de temperatura en

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el agua contenida en los poros mejora la conductividad del material. A medida que nos aproximamos a la temperatura de fusión de la roca, suceden cambios aún más significativos. Por lo tanto, los métodos eléctricos han ganado importancia en la exploración geotérmica, equivalente a la que los métodos sísmicos tienen en la exploración petrolera. Los métodos eléctricos son usados extensivamente para obtener una primera aproximación de las condiciones del subsuelo, ya que un área de varios kilómetros cuadrados puede ser estudiada en un corto tiempo a un costo relativamente bajo.

Generalmente, rocas densas de tipo carbonatadas e ígneas tienen resistividades más altas que las rocas clásticas sedimentarias, mientras que las rocas sedimentarias y arcillas tienen muy bajos valores de resistividad (1 – 10 Ωm). Las resistividades para reservorios hidrotermales tienen valores típicamente bajos en comparación a las rocas circundantes y dependen de muchos factores, por ejemplo, la porosidad

de

las

rocas

y

la

salinidad

de

los

fluidos.

Estas

interdependencias pueden ser descritas por una formula empírica derivada por Archie (1942):

ρ = αφ-mS-nρw

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Donde ρ y ρw son las resistividades de la formación y la del agua contenida en los poros respectivamente, φ es la porosidad y S es la saturación de agua. α, m y n varían para diferentes tipos de rocas. En el caso de la arenisca, la tortuosidad α, varía desde 0.5 a 2.5, el factor de cementación, m, varía desde 1.3 a 2.5 y el índice de saturación, n, es típicamente 2, mientras que para arena suelta, típicamente α = 0 y m = 2.15. La razón de la resistividad en la formación a la resistividad del agua se denomina a menudo factor de formación F.

Los métodos de corriente directa (DC) Un método muy común para estudiar la resistividad eléctrica del subsuelo es aplicar un potencial eléctrico a dos electrodos metálicos clavados en el suelo y separados una distancia entre ellos. El campo de potencial, que se crea entre este par de electrodos, se registra por medio de un voltímetro sensible conectado a otro par de electrodos. La profundidad de penetración está dada por la geometría del arreglo usado y las resistividades aparentes

(en ohm, Ωm) puede ser

calculada para sondeos de resistividad en profundidad o mapeo resistivo. La distribución de resistividades en el subsuelo

puede

obtenerse mediante modelamiento directo o inverso.

Métodos estándar usados en exploración profunda emplean variadas configuraciones de electrodos tales como el Schlumberger o el Wenner.

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Estos métodos son simples de usar, pero muy lentos. La aplicación de este método es limitada en la mayoría de las áreas geotérmicas donde la extensión lateral de las resistividades anómalas es pequeña comparada con la distancia requerida entre los electrodos. Este método se usa muy a menudo para mapear y delinear recursos hidrotermales someros.

Otro método DC ha sido desarrollado alrededor de fuentes dipolares. En este arreglo dipolo-dipolo, dos pares similares de electrodos muy cercanos se mueven a lo largo de un perfil, todos los electrodos se mantienen en una línea. Este procedimiento es repetido con varios espaciamientos electrónicos, esto conduce a lo que se denomina pseudosecciones de resistividad aparente. Esta algunas veces muestra buena correlación con el mapa de contornos de la distribución sub-superficial de formaciones rocosas.

Estos métodos dan resultados razonables hasta una profundidad de 2000 m y fueron usados muy regularmente para prospección geotérmica. Otra aplicación de los métodos eléctricos DC para prospección de anomalías geotérmicas, es el método de auto potencial (self-potential), que también es muy común para mediciones en zonas geotérmicas donde revelan regiones anómalas asociadas con zonas termales sub-superficiales y fallas geológicas, que se cree sirven como

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conductores de fluido. En la actualidad se aplica más comúnmente la Tomografía DC y E-Scan.

IV.2 Método Electromagnético El principio detrás del método electromagnético (EM) está gobernado por las ecuaciones de Maxwell que describen el conjunto acoplado de campo eléctrico y electromagnético que cambian con el tiempo.

Corrientes eléctricas que cambian con el tiempo crean campos magnéticos que a su vez inducen campos eléctricos que generan nuevas corrientes. Muchas técnicas electromagnéticas usan una fuente controlada como campo primario el cual induce un campo secundario, mientras que los métodos magnetotelúricos (MT) usan el campo electromagnético natural de la Tierra como fuente de señal.

En los métodos electromagnéticos, la impedancia de la Tierra al campo electromagnético natural se mide para extraer información sobre las variaciones en la resistividad natural del subsuelo. El método ha sido usado por más de 30 años y ha mejorado continuamente tanto en equipo como en métodos de interpretación, a pesar de muchos inconvenientes y fuentes de error, se ha convertido en un método estándar en la exploración geotérmica. La mayor ventaja sobre todos los otros métodos eléctricos es su habilidad de explorar a profundidades de varias decenas de kilómetros.

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El método Magnetotelúrico (MT)

En el método magnetotelúrico se usan ondas electromagnéticas naturales, generadas por ejemplo, en la actividad eléctrica de las tormentas, que proveen frecuencias mayores a 1 Hz, mientras que frecuencias menores a 1 Hz son causadas por corrientes a gran escala que circulan en la ionósfera, creadas a partir de la interacción entre el viento solar y la magnetósfera. A grandes distancias de la fuente, el campo electromagnético resultante es una onda plana de frecuencia variable (desde 10 – 15 Hz hasta el rango audible). La estructura subterránea puede estudiarse haciendo medidas simultáneas de la intensidad de la componente de campo eléctrico en ángulos rectos de la superficie terrestre. Debido a la dirección de polarización del campo magnético incidente es variable y se desconoce de antemano, es una práctica común medir al menos dos componentes del campo magnético para obtener una representación completa. Las mediciones son representadas usualmente como resistividad MT aparente y la fase como función de la frecuencia.

La profundidad de exploración es una función de la resistividad eléctrica ρ de la Tierra y la frecuencia angular ω del campo electromagnético. Ya que la Tierra es un conductor, la onda electromagnética está gobernada por procesos de difusión en la Tierra. Esto implica que la intensidad del campo se atenúa (decae exponencialmente) con la profundidad. Una

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medida razonable de la profundidad de penetración es el término skin depth δ, que corresponde a la profundidad a la cual la amplitud de la onda incidente se ha atenuado en un factor de 1/ .

Una aproximación muy útil para un espacio semi-infinito de resistividad ρ está dado por:

(metros)

D es la llamada profundidad de investigación y f la frecuencia (f = ω/2π).

La relación del skin depth muestra que la profundidad de investigación depende no solo de la frecuencia sino también de la resistividad del subsuelo.

Dependiendo del rango de frecuencias que se usen en la medida los métodos MT reciben varios nombres. Mediciones MT en el rango de 1 a 10-6 Hz, donde el objetivo de investigación se enfoca en obtener imágenes de la corteza y blancos geológicos en el manto. Fuentes naturales de energía electromagnética son en la mayoría de los casos adecuadas para asegurar el rango completo del espectro de frecuencias.

En la mesoescala, que varía de 1 a 105 Hz, el método se denomina audiomagnetotelúrico (AMT). Una fuente electromagnética controlada (CSAMT) es usada a frecuencias mayores para prevenir razones señal-ruido bajas donde el ruido cultural y una señal natural débil están presentes. A una escala muy poco profunda, se usan rangos entre los

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15 y 250 kHz y para ello se usan radiotransmisores que permiten una caracterización dentro de las primeras decenas de metros.

Figura 4.1. Disposición de toma de datos MT. Las direcciones están nombradas como y, x y z, esta última en la dirección vertical. El campo eléctrico E y el magnético H.

Fuente: Huenges, E. 2010

Ventajas de los métodos geofísicos electromagnéticos.

Entre los métodos geofísicos que miden las propiedades eléctricas del subsuelo, los métodos electromagnéticos tienen una gran capacidad de penetración y brindan mayor resolución que los métodos eléctricos de corriente directa DC. En términos de resolución, solamente la sísmica de reflexión es capaz de brindar mejores resultados. Los métodos EM son muy eficientes en términos de costo, relativamente fáciles de operar en campo y cuentan con una gran variedad de opciones para el procesamiento de los datos. Estos procedimientos pueden variar desde la construcción de curvas de resistividad aparente o pseudosecciones para una rápida evaluación del subsuelo hasta modelamiento directo e inverso en 1D o 2D. El modelamiento 3D no está completamente 68 68 68

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desarrollado no obstante la investigación y desarrollo en ese campo es intenso. Sin embargo la preocupación principal en todo método EM es el ruido cultural producido por líneas de alta o baja tensión, tuberías y otras fuentes que distorsionan grandemente la señal geofísica.

Los métodos de inducción electromagnética son lo más usados y versátiles métodos geofísicos en la exploración geotérmica y en investigaciones a diversos rangos de profundidad. Un conjunto amplio de

técnicas

e

instrumentos

dan

la

posibilidad

de

conducir

investigaciones a varias escalas. La selección de la técnica apropiada depende mucho de los objetivos del estudio, tiempo, aspectos financieros e instalaciones computacionales.

IV.3 Métodos de investigación Sísmica La razón para la aplicación tan amplia de los métodos sísmicos en muchas tareas de exploración, es que proveen de la mayor información estructural en la profundidad. Son métodos de exploración estándar en la industria de los hidrocarburos y por lo tanto han alcanzado un gran nivel de desarrollo en muchos aspectos: adquisición de datos, logística e interpretación. En la exploración geotérmica el objetivo son los fluidos que están en los volúmenes de roca que no están necesariamente asociados a estructuras específicas sino más bien al entorno estructural en sí (por ejemplo fallas, diques y grabens) y los parámetros de posibles regiones con fuentes geotermales, así como condiciones en el

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subsuelo

que

propicien

el

recurso

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(por

ejemplo,

esfuerzos,

deformaciones y presión de poro) también son objetivos de las investigaciones con métodos sísmicos.

Las ondas de cuerpo viajan por el interior de la Tierra. Ellas siguen trayectorias que son curvadas por las variaciones de densidad y módulos mecánicos en el interior de la Tierra. Estos últimos varían de acuerdo a la temperatura, composición y fase. Dos tipos básicos de ondas sísmicas son de interés en la exploración de recursos del subsuelo, las ondas P y las ondas S. Las ondas P son ondas longitudinales (compresión) y son las más veloces y elásticas (ondas P = ondas primarias). Las ondas S son llamadas ondas de corte u ondas secundarias, son ondas transversales que viajan más lentamente que las ondas P y aparecen después de estas, en los sismogramas. El movimiento de las partículas en las ondas S es perpendicular a la dirección de propagación de la onda y ellas no existen en fluidos como el agua o en gases como el aire.

Los métodos sísmicos pueden dividirse en dos subclases principales: 1) Métodos sísmicos activos, los cuales hacen uso de ondas creadas por fuentes artificiales.

2) Métodos sísmicos pasivos, para los cuales las fuentes son terremotos o procesos de ruptura inducida (fracturamiento hidráulico).

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Figura 4.2. Parámetros de las ondas sísmicas. Longitud de onda λ = v/f, donde v es la velocidad de propagación y f es la frecuencia. El periodo T es el tiempo para un ciclo completo de una oscilación de la onda. La frecuencia f es el número de periodos por unidad de tiempo y se mide en Hertz. F = 1/T.

Fuente: Huenges, E. 2010 Figura 4.3. Ondas de cuerpo P y S al desplazarse en un cuerpo sólido

Fuente: recuperado de http://seismic.mgm-monschau.de/english/artikel/a rtikel_2b.php).

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Los métodos sísmicos determinan las propiedades elásticas del subsuelo que influyen en la velocidad de propagación de las ondas elásticas, a medida que las ondas viajan a través de la superficie, las velocidades de las ondas cambian dependiendo de la densidad de las rocas, las trayectorias de las ondas son refractadas y reflejadas por las discontinuidades elásticas tales como capas sedimentarias, fronteras entre diferentes unidades rocosas y fracturas. Debido a que las fracturas presentan discontinuidades elásticas considerables que afectan la trayectoria y velocidad de la onda, los métodos sísmicos tienen el potencial de identificar no solamente la presencia de tales discontinuidades, sino características de las fracturas, tales como orientación, densidad, apertura y saturación. En términos de resolución, los métodos sísmicos proveen la más detallada información estructural de la profundidad.

Fuentes de sísmica activa El fenómeno físico medido con geófonos durante una exploración sísmica es el movimiento del suelo debido a las ondas elásticas generadas por explosiones o caídas de cuerpos. Estos geófonos registran el arribo de las ondas que viajan a través de trayectorias en el subsuelo y que llegan en diferentes tiempos generando una larga y compleja señal.

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Figura 4.4. Diferentes trayectorias de rayos sísmicos: una parte de las ondas viajan a través del aire (onda compresional directa) y sobre la superficie, mientras a nivel sub-superficial las ondas son refractadas y reflejadas en interfaces entre las unidades rocosas con diferentes parámetros elásticos. Mientras que las ondas reflejadas son creadas en las fronteras con un ángulo de incidencia específico. El proceso de refracción es más complejo y estas ondas son creadas en la frontera y viajan con la velocidad de la capa subyacente. Ellas pueden ser observadas en la superficie únicamente si hay un incremento de la velocidad sísmica con la profundidad

Fuente: Huenges, E. 2010

Los tiempos de arribo de las diferentes ondas que genera la señal dependen de las velocidades de ondas compresionales v p y las velocidad de corte vs. Estas son dependientes de la composición de las rocas, densidad y/o grado de fracturamiento, temperatura y la presencia de fluidos y su presión y nivel de saturación en la roca. Si la velocidad de onda sísmica en la roca es conocida, la cual se determina regularmente en un laboratorio, el tiempo de arribo de la onda puede ser usado para estimar de manera aproximada la profundidad de la estructura.

Una estructura subterránea puede ser identificada mediante la transformación de los datos adquiridos en una escala temporal a una

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escala de profundidades. Esa conversión a profundidades es idealmente un proceso iterativo. Un buen procesamiento sísmicos, análisis de velocidades, y si está disponible, información de pozos en las áreas en las que se requiere refinar la conversión. El procesamiento implica numerosos pasos con el objetivo de suprimir ruido, mejorar la señal y migrar las señales sísmicas generadas por estructuras sub-superficiales a su ubicación apropiada en el espacio temporal de los datos sísmicos.

Estos pasos permiten una mejor interpretación de las observaciones, de tal forma que estructuras sub-superficiales se hacen más aparentes y pueden ser localizadas con mayor precisión.

Síntesis de Unidad IV

Los métodos gravitatorio y magnético permiten la identificación de anomalías a escalas de varias decenas o cientos de kilómetros cuadrados, no obstante esto no es indicativo que no son aplicables a nivel local, pero cuando es necesario aumentar la resolución y escala de la prospección geofísica se deben emplear otros métodos que proporcionan un método de análisis más localizado.

Aquí intervienen los métodos de corriente directa (geoeléctricos) que permiten elaborar modelos (directos o inversos) de los valores de resistividad eléctrica del suelo que muestran anomalías localizadas.

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Los métodos electromagnéticos permiten una prospección más rápida y lograr profundidades de exploración del orden de kilómetros en la corteza terrestre, lo que los hace más versátiles al momento de explorar fuentes de calor del sistema geotérmico que usualmente se encuentran a gran profundidad.

Los métodos sísmicos, por mucho tiempo casi de dominio completo de la exploración petrolera, están teniendo cada vez más aplicación en la exploración geotérmica, logrando caracterizar los parámetros mecánicos del subsuelo a grandes profundidades.

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Unidad V. Desarrollo de un modelo Geofísico Conceptual

Objetivo Que el estudiante comprenda el proceso de integración de los diferentes métodos de exploración geofísica para construir un modelo conceptual geofísico.

Introducción Los métodos geofísicos de exploración en geotermia proveen un conocimiento del reservorio, que en la actualidad son los más efectivos en términos de costo-beneficio, ya que permiten cubrir una extensión considerable de la zona de estudio, además del tiempo que se invierte en la toma de datos y su posterior procesamiento e interpretación.

Aunque muy útiles, los métodos geofísicos no están libres de limitaciones y restricciones en su aplicación, tanto por el entorno geológico como por los métodos de procesamiento de los datos para generar un modelo geofísico útil.

V.1 Limitaciones comunes en métodos geofísicos Una de los métodos matemáticos de procesamiento de datos geofísicos se basa en la Teoría de Inversión, en la que en principio tenemos

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lecturas de dos o más parámetros que han sido medidos en superficie mediante ajustes (por ejemplo, mínimos cuadrados) podemos plantear un modelo geofísico que relacione tanto las variables de entrada como las de salida, obteniendo un modelo que contiene la física fundamental del sistema que se está estudiando.

Debido a que la teoría de inversión se basa en ajustes de un modelo inicial con el producido por los datos tomados en campo, es inevitable que los modelos que se producen no sean únicos. Las implicaciones de lo último obligan a que varios métodos geofísicos deban ser aplicados en el sito de investigación, reduciendo la incertidumbre y calibrando el modelo con cada una de las pruebas que se ejecuten.

V.2 Integración de métodos geofísicos Desde el punto de vista geológico, los reservorios geotérmicos son acumulaciones de agua y/o vapor calentado y presurizado, en los cuales el calor puede ser extraído desde las profundidades hasta la superficie. Desde un punto de vista técnico y medioambiental, el reservorio geotérmico puede ser definido por su costo-eficiencia en la extracción, dependiendo de la temperatura, profundidad y tamaño de la acumulación de agua/vapor y los procesos industriales con los que se procesaran. Aunque este enfoque depende grandemente de factores económicos que no están ligados a la geología (precio de la energía,

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políticas de incentivos para el desarrollo de fuentes renovables de energía, etc.).

La aplicación de diversas disciplinas (geología, geoquímica y geofísica) constituye un programa de exploración integrado. En un sentido más estricto consideraremos un programa integrado de exploración geofísica como el uso de diversos métodos geofísicos en la misma área de estudio.

Es importante hacer énfasis en la gran importancia que tiene la geología en trabajo de exploración. Cada característica geológica, desde bloques tectónicos del tamaño de un subcontinente hasta la más pequeña fractura en una roca, son indicadores en la búsqueda de recursos de interés económico. La información geológica ejerce gran influencia en el programa completo de exploración, la selección del área de trabajo, métodos y técnicas geofísicas y sobre todo, la interpretación de los resultados. Sin el control que provee la geología, el geofísico trabaja casi, en términos figurativos, en la oscuridad.

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Figura 5.1. Diagrama del flujo de trabajo en una campaña geofísica.

Fuente: modificado de Geothermal Exploration Best Practices, Report 01/2013, IFC – International Finance Corporation, Developers Workshop, Izmir, Turkey, pp. 66

V.3 Proceso de elaboración de un modelo geofísico Durante la fase de exploración, es necesario elaborar modelos conceptuales con los resultados de las investigaciones geofísicas, geoquímicas, geológicas, etc. que permitan elaborar un instrumento de análisis que permita una mejor toma de decisiones. Los modelos conceptuales y en particular el geofísico, se refinará a medida que más datos sean recolectados e interpretados. El modelo conceptual geofísico es una representación de la mejor comprensión que se tenga en ese momento del sistema geotérmico, basado en todas en los diferentes métodos geofísicos que se hayan empleado. El modelo debe contener suficiente información geológica y tectónica para tener una primera aproximación de la distribución, temperatura y tamaño del recurso.

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Uno de los principales usos de un modelo conceptual, es el de dar soporte a la decisión de las áreas geotérmicas, ya que está relacionado directamente con el riesgo financiero y elementos relacionados a este, que influirán en las subsecuentes etapas del proyecto geotérmico. La delimitación del área depende en parte de disponibilidad de los datos y su calidad. Todos los datos geocientíficos deben ser combinados en un solo modelo conceptual para la interpretación. Los modelos 2D son los más usados para este propósito, aunque presentan limitaciones para diagramar el reservorio y la capa sello, en la actualidad se investiga activamente en el desarrollo de modelos 3D basados en información geológica, geofísica y geoquímica, con el objetivo de mejorar el entendimiento del sistema geotérmico, que será útil por ejemplo para la elección de los sitios de perforación. Datos regionales y locales de la geología, así como información de estructuras superficiales, son usados para construir la base del modelo. Datos geofísicos tales como gravedad, magnético y magnetotelúrico son usados para delimitar e inferir la ubicación y características de la fuente de calor, zona permeable, capa sello y dimensiones del reservorio.

En síntesis la exploración geofísica de recursos geotérmicos es más efectiva cuando es dirigida por un modelo conceptual que cuando se basa únicamente en la ocurrencia de una anomalía. Debido a que los sistemas geotérmicos siempre pierden calor por conducción y usualmente por advección, un perfil de temperatura o la geoquímica de

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un manantial caliente son importantes elementos de diagnóstico. Un modelo conceptual es particularmente efectivo en la exploración geotérmica porque promueve la interpretación de la geofísica en el contexto del amplio rango de información que proveen las geociencias.

Todos los campos geotérmicos que generan comercialmente energía tienen alta temperatura y permeabilidad, de tal forma que los programas de exploración geofísica están diseñados para identificar prospectos

y

restricciones

a

los

parámetros

de

temperatura,

permeabilidad y volumen.

Los métodos geofísicos conforman una componente fundamental de la información geocientífica generada en la etapa de exploración, permitiendo la construcción de un modelo conceptual geofísico que debe ser integrado con los modelos producidos por la geología y la geoquímica. El trabajo multi e interdisciplinario debe estar presente en el modelo conceptual integrado que debe construirse al final de la etapa de exploración, esto no significa un modelo terminado, sino la base para un modelo dinámico que debe ser actualizado constantemente con nueva información producto del monitoreo y la dinámica misma del proceso de producción en un reservorio geotérmico.

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V.4 Modelo Geofísico integrado. Caso de estudio

Modelo conceptual 3D basado en información geofísica y geológica para localizar zonas geotermales nuevas en el sistema geotérmico de Hidden, Islandia.

El sistema geotérmico de Hidden (Islandia) se define como un sistema geotermal que carece de manifestaciones superficiales. Mientras que las manifestaciones superficiales brindan mucha información del sistema geotérmico que subyace y puede delimitar el área de estudio, la falta de dichas manifestaciones complica la delimitación de las componentes del

sistema geotérmico, tales como fuente de calor,

capa sello y ubicación del reservorio.

Los métodos geofísicos utilizados en Hidden fueron el magnético, gravimétrico y magnetotelúrico. El método de gravedad fue realizado cubriendo un área de 275 km2 con un total de 18 estaciones, a intervalos de 1km entre estaciones. Se aplicaron varias correcciones, así como la corrección de terreno a fin de obtener los valores completos de las anomalías de Bouguer, que se calcularon usando la densidad promedio de la corteza terrestre de 2.67 g/cm-3. La anomalía de Bouguer refleja anomalías residuales como regionales.

Las anomalías residuales se muestran en la Figura 5.2. Del mapa de anomalías residuales se observa un contraste anómalo en el gradiente que está asociado con características estructurales basadas en análisis 82

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de elevación digital y datos de sensores remotos. Valores altos de anomalías residuales se ubicaron cerca de la cúspide de la montaña y el otro se encontró en el área sur-oeste.

La ocurrencia de anomalías caracterizadas por valores bajos (debajo de 55 mGal) en la parte norte del área de estudio. Es notoria una zona con alta anomalía (arriba de 100 mGal) puede ser vista en el sur de la zona de estudio. Mientras que en el área central está dominada por valores medios en las anomalías.

Figura 5.2. a) Mapa de anomalías de Bouguer, b) mapa de anomalía regional de primer orden; c) mapa de anomalía residual de primer orden.

Fuente: Pratama, 2015

Desde una perspectiva regional, el patrón de bajas anomalías en el área norte se interpretó como una respuesta a la presencia de productos

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volcánicos jóvenes. Entonces el contraste en la anomalía de Bouguer de bajo a moderado puede interpretarse como una barrera litológica entre productos volcánicos jóvenes en la parte norte del área de estudio con la formación más vieja en la parte central de la zona de estudio.

Mientras tanto, en contraste a la baja anomalía de Bouguer en la parte sur del área de estudio puede ser estimado como los restos de una vieja subducción (terciario).

Los resultados de la separación de los residuales de primer orden muestran un patrón de contornos muy cerrado, con valores altos y bajos de anomalías. En el mapa parece que altos patrones de anomalías están

concentrados

en

la

parte

norte

del

área

de

estudio,

especialmente en la zona de montaña. Este patrón puede ser atribuido a la presencia de rocas con gran densidad, que pueden ser una fuente de calor en sistemas geotérmicos.

Las campañas magnéticas fueron desarrolladas en el área de estudio en un total de 18 estaciones. La reducción de los datos se efectuó usando correcciones diurnas y correcciones de campo magnético normal usando el modelo IGRF (International Geomagnetic Reference Field, http://www.geomag.bgs.ac.uk/research/modelling/IGRF.html)

para

obtener las anomalías magnéticas totales que puedan describir el área de estudio. Las anomalías magnéticas totales son mostradas en la Figura 5.3. Se aplicó la técnica de reducción al polo para obtener mejores resultados en la interpretación. Las anomalías magnéticas están asociadas con la magnetización total de las rocas, que es la suma

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Curso básico en exploración geotérmica para la integración

Edición 2016

vectorial de la magnetización remanente e inducida. La magnetización inducida es siempre paralela al campo magnético actual de la Tierra. La intensidad magnética,

del

campo

que

está

depende

determinada

por

la susceptibilidad

completamente

de

la

abundancia

e

identidades de los materiales magnéticos en las rocas. En las rocas volcánicas recientes la intensidad de la magnetización termoremanente (Termoremanent Magnetization TRM) es mucho mayor que la producida por la magnetización inducida (Soengkono, 1990). De los resultados presentados en el mapa magnético, se localizan bajas anomalías alrededor de la caldera, relacionada con un cuerpo en desmagnetización. Otra área de baja anomalía se localizó en la zona este del área de estudio.

Figura 5.3. a) Anomalía magnética total, b) anomalía magnética total con corrección de reducción al polo.

Fuente: Pratama, 2015

Basados en los resultados, la zona explorada basada en MT (magnetotelurico) se estimaron cubriendo las zonas de Galunggung al 85

Curso básico en exploración geotérmica para la integración

Edición 2016

Monte Karacak al sur del área de estudio. La ocurrencia de esta anomalía se muestra en el rango de profundidades entre 500 y 2000 m, la que se estima es una zona de alteración hidrotermal débil que desarrolla la capa sello. A una profundidad de más de 2000 m, esta zona de alteración está caracterizada por una amplia y heterogénea zona no alterada. El área del reservorio basado en los datos MT no es única, de hecho forma zonas separadas tienden a verse claramente en las secciones transversales de la resistividad. El espesor del reservorio se estima entre 500 hasta los 1000 m Figura 5.4. Perfil MT.

Fuente: Pratama, 2015

El modelo geofísico conceptual debe estimar las principales anomalías que cada uno de los métodos provee. La potencial presencia de una fuente de calor puede inferirse de estudios geológicos de la presencia de lava y rocas piroclasticas en la superficie. Basados en estudios geofísicos, se detectan anomalías gravitatorias de alta densidad contenidas

bajo

Galunggung.

Se

detectó

una

zona

de

baja

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Curso básico en exploración geotérmica para la integración

Edición 2016

susceptibilidad magnética por debajo de Galunggung, posiblemente debido a la potencial presencia de una fuente de calor.

Síntesis de Unidad V

Los métodos geofísicos de basados en herramientas geoeléctricas, electromagnéticas y sísmicas tienen un amplio rango de aplicaciones.

Estos son empleados generalmente luego de haber obtenido los primeros modelos a partir de las prospecciones magnéticas y gravitatorias.

Los modelos de anomalías generados por cada uno de los métodos, son integrados e interpretados para construir un modelo conceptual geofísico, que junto a los modelos conceptuales obtenidos a partir de la geología y geoquímica dan una herramienta

de toma de

decisiones para las etapas subsiguientes de un proyecto geotérmico.

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