Modulo 12 Geofísica Geotérmica

5/19/2018 Modulo 12 Geof sica Geot rmica

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GEOFSICA GEOTRMICA

MODULO 12


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Contenidos

1. Introduccin ......................................................................................

2. Gravedad ...........................................................................................

3. Mtodos de resistividad ..................................................................3.1 Estructura de resistiva de terrenos geotrmicos ...............................

3.1.1 Sistemas estratovolcan andesiticos ..................................................3.1.2 Sistemas de cuencas ........................................................................3.1.3 Sistemas baslticos ...........................................................................

3.2 Resistividad DC ................................................................................3.2.1 Estudios de recorrido de Schlumberger ...........................................3.2.2 Sondeos elctricos verticales ............................................................3.2.3 Otros mtodos DC .............................................................................

3.3 Mtodos electromagnticos ..............................................................3.3.1 MT ......................................................................................................3.3.2 CSAMT ..............................................................................................

3.3.3 TDEM .................................................................................................3.4 Otros mtodos elctricos ..................................................................

3.4.1 Tcnicas SP.......................................................................................3.4.2 Tcnicas IP ........................................................................................

4. Mtodos magnticos ........................................................................

5. Estudios de Temperatura y Flujo de calor .....................................5.1 Estudios de temperatura somera y flujo de calor ..............................5.2 Estudios aereos y otros de deteccin remota ....................................5.3 Perforaciones de gradiente de temperatura a mediana profundidad .

6. Estudios ssmicos activos...............................................................

7. Estudios de sismicidad natural (Estudios ssmicos pasivos)......

8. Ejercicio prctico .............................................................................


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1.Introduccin

Muchos mtodos geofsicos han sido usados para explorar y monitorear recursos geotrmicos.

El objetivo de esta seccin no es dar una descripcin detallada de la metodologa si no explicar

cuales tcnicas pueden ser usadas para que propsitos y sealar algunos de las dificultadesque pueden aparecer al confiar en ciertas tcnicas. Una descripcin ms detallada de un

amplio rango de tcnicas y su aplicabilidad a sistemas geotrmicos es dada por Lumb (1981) o

Hochstein (1982).

Cualquier tcnica geofsica depende del objetivo, ya sea un cuerpo mineral, un reservorio de

petrleo o un recurso geotrmico, teniendo una firma geofsica distintiva. En entender la

aplicabilidad y las limitaciones de las tcnicas, por lo tanto, los aspectos de un sistema

geotrmico que lo hace geofsicamente anmalo deben tomarse en cuenta.


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2.Gravedad

2.1. Introduccin

Los estudios de gravedad pueden ser utilizados para tres propsitos en la exploracingeotrmica y monitoreo de reservorio:

Para obtener informacin sobre la estructura geolgica, por ejemplo, al modelar para

predecir el espesor del relleno del material de baja densidad en un graben, o para

indicar la presencia de un intrusivo de poca profundidad (Figura 1)

Para detectar un aumento de la densidad en torno a un campo geotrmico, causado

por el relleno de espacios porosos por minerales secundarios. Sin embargo note que

una espesa zona de vapor puede dar una anomala de gravedad negativa.

Establecer una lnea de base en contra de los estudios de gravedad de precisin tarda

puede ser usado para detectar agotamiento de fluido, recarga o cambios de fases. Estosuele hacerse en los puntos de referencia que se usan tambin para el monitoreo de

hundimiento.

Los dos primeros propsitos son aplicables a la exploracin y pueden dar datos tiles con

puntos de datos relativamente muy separados, dado que la informacin est disponible en el

rea ms amplia para hacer una suposicin razonable en cuanto a la tendencia regional, y el

terreno no es demasiado extrema. El tercero requiere medidas muy detalladas y precisas.

Como el factor importante es el cambio en la gravedad, no dar ninguna informacin til para

la interpretacin del depsito hasta el segundo estudio a la mayor brevedad, lo que podra ser

despus de 3-5 aos de produccin.

2.2. Metodologa general

Antes de que las medidas de gravedad puedan ser usadas, deben ser corregidas para la

disminucin en la gravedad que se esperara al incrementar la altura. Hay dos factores que

entran en juego. Primero, la gravedad disminuye a medida que la distancia al centro de la

tierra aumenta, segundo, la masa de las rocas extras que subyacen el gravmetro actan para

contrarrestar algunos de los incrementos debido al aumento de la altura. La correccin total

incorporando ambos factores es de 0.2 mgal/m, asumiendo una densidad promedio de 2.67

g/cm3. La correccin del terreno compensa el efecto de cerros y valles. Antes de que lasmedidas de gravedad puedan ser interpretadas, ambas correcciones deben ser hechas o las

mediciones de gravedad respondern principalmente a la elevacin ya que los efectos del

terreno y la elevacin pueden ser mayores que las anomalas causadas por las estructuras

geolgicas. Una vez que estas correcciones han sido hechas, los valores corregidos de

gravedad son llamados Gravedad Bouguer.


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Figura 1

Pozos e interpretacin ssmica a travs de la Zona volcnica de Taupo superpuesto con el

modelo de interpretacin de gravedad. Profundidad con respecto a la elevacin promedio 250

m asl a lo largo del perfil (de Stern 1986)

Tenga en cuenta que las correcciones dependern de la densidad media de las rocas cercanas

a la superficie en la zona del proyecto. Si se usa una densidad incorrecta, la correccin Bouguer

no remover completamente el efecto de la elevacin y topografa. De hecho, un simple test

de datos de gravedad para ver si el mapa se correlaciona con la topografa. Si lo hace, la

correccin Bouguer fue probablemente hecha de forma incorrecta y sta debe ser corregida

antes que los datos se usen.

Hacer esto requiere de un buen conjunto de medidas de densidad y porosidad de rocas del

rea y un buen modelo de las estructuras geolgicas. Hasta que los datos de perforacin y

ncleos estn disponibles, la deteccin de anomalas de gravedad y su interpretacin pueden

ser limitadas pobremente.

A fin de hacer la correccin de Bouguer, la altura de las estaciones de gravedad debe ser

medida. Los errores aceptables en las alturas estudiadas dependen de la exactitud del estudio

de gravedad. Por ejemplo, si este es un estudio de reconocimiento sobre un prospecto

geotrmico, entonces los errores de 0.2 mgal son aceptables, lo que corresponde a errores de


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1 m en altura. Si es un estudio de alta precisin para detectar la eliminacin de fluido o

recarga, entonces las se deben requerir exactitudes de 0.01 mgal o mejores.

Hemos visto algunos estudios de gravedad donde las ubicaciones de la estacin han sido tan

imprecisas como para entregar resultados de muy poco valor, incluso en la etapa de

exploracin. Por lo tanto, a menos que uno est dispuesto a invertir en hacer suficientesmediciones de densidad, estudiando la ubicacin exacta de las estaciones, y estimados

precisos de elevacin, los estudios de gravedad podrn no dar un buen resultado.

2.3. Interpretacin

Con la excepcin del campo geotrmico de Ngawha en el norte de Nueva Zelanda (que est

situado en un escenario tectnico de arco que puede ser nico) no hay ejemplos claros de

donde una anomala de gravedad est indicando directamente la existencia de un recurso

geotrmico. La naturaleza de la anomala en Ngwaha an no se ha resuelto con lo que se

asigna diversamente a la densificacin debido a la deposicin de minerales hidrotermales odebido a la presencia de un intrusivo. Esta ltima interpretacin se ve reforzada por la

presencia de un domo de riolita joven justo al noreste del recurso, sin embargo no se han

encontrado intrusivos en los pozos en Ngawha.

Los estudios de gravedad pueden ser ms tiles en elucidar la geologa en los sistemas de

cuenca, muy especialmente en lo que respecta al establecimiento de la profundidad del

basamento. En los ajustes de estratovolcn, la naturaleza compleja de la pila volcnica y la

considerable variacin en las densidades de las rocas en ella hacen que la interpretacin sea

complicada. Los flujos de lava son comparativamente densos y los piroclastos y epiclastos no lo

son. A medida que los flujos de lava predominan alrededor de centros de erupcin y losepiclastos acumulan en zonas bajas un patrn de alzas de gravedad alrededor de centros de

erupcin en zonas bajas se encuentran frecuentemente. Este patrn puede ser complicado en

estratovolcanes que se forman donde hay fuertes vientos con piroclastos acumulndose en el

sotavento del volcn y lavas acumulndose en el otro lado para dar una gravedad alta en un

lado. Dichos patrones pueden ser malinterpretados para indicar la presencia de intrusivos

poco profundos y por lo general se complica por la presencia de centros eruptivos en

superposicin y la ocurrencia real de intrusivos someros.

En conclusin obtener un estudio de gravedad exacto puede ser un ejercicio costos y los

objetivos de corte claros para el estudio deben ser establecidos para justificar uno.


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3.Mtodos de resistividad

Todos los mtodos de resistividad estn basados en un sistema geotrmico con una baja

resistividad (es decir, de alta conductividad elctrica). La tcnica generalmente funciona muy

bien para sistemas geotrmicos de tipo volcnico debido a que las rocas que lo rodean (lavasno alteradas y piro clsticos) tiene muy alta resistencia, resultando en un muy alto contraste

resistivo entre el rea geotrmica y sus alrededores. Fluidos geotrmicos salinos calientes

conducen la electricidad ms fcilmente que las aguas subterrneas diluidas fras o las rocas

secas. Algunos minerales secundarios, especialmente arcillas, son tambin conductivos y en la

mayora de los casos son la causa predominante de la baja resistividad en sistemas

geotrmicos. Es posible calcular la resistividad real de una roca saturada de fluido, o medirla

en el laboratorio pero en la prctica esto raramente se hace y una simple comparacin con las

resistividades medidas en otros sistemas hidrotermales conocidos es usada.

Otras cosas aparte de los fluidos hidrotermales pueden producir baja resistencia. Las causas nogeotrmicas ms comunes de baja resistencia son:

Relictos (fros) de alteracin hidrotermal

Agua de mar u otras salmueras salinas fras

Sedimentos ricos en arcilla

La resistividad a menudo se expresa en ohm-metros (-m). Solo como una gua general los

valores tpicos son:

Tabla 1: Resistencias tpicas

Resistividad (-m)

Rocas Plutnicas o volcnicas no alteradas > 500

Rocas con una fuerte alteracin de relicto 30 - 200

Rocas sedimentarias en general 30 - 200

Sedimentos ricos en arcilla 10 - 100

Zonas de flujo saliente de liquido geotrmico 20 - 30

Tapas de condensado geotrmico y acuferos

secundarios perifricos


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en valores nicos absolutos o rangos para interpretacin, es mejor intentar interpretar un

patrn de resistividad en trminos de un modelo geolgico e hidrogeolgico.

Los lmites de sistemas hidrotermales predominantemente lquidos estn a menudo marcados

por un incremento en la resistencia, a lo que se le llama lmite de resistividad. Cabe sealar

que esto necesariamente no corresponde al lmite econmico del recurso. Por ejemplo, enWairakei, el lmite de resistencia corresponde ms cercanamente a la isoterma de 150C, lo

cual significa que parte del rea dentro del lmite de resistencia es sub-comercial.

3.1. Causas de conduccin elctrica en Sistemas Geotrmicos

Hay dos razones por la cual la electricidad se conduce en sistemas geotrmicos. La primera es

que ellos contienen aguas porosas con sales inicas disueltas que son conductivas. La segunda

es que algunos minerales hidrotermales son conductores. Aunque contributivas, es raro que la

conductancia se deba principalmente a aguas porosas en sistemas geotrmicas. Esto se debe a

que la porosidad y salinidad usualmente no son particularmente altas. Esto se contrasta conlas situaciones en yacimientos petrolferos donde salmueras muy salinas pueden estar

presente en rocas muy porosas, pero siempre hay excepciones. Por ejemplo, en parte del

campo geotrmico de El Tatio en Chile, hay una salmuera hpersalina, la cual debe estar

produciendo resistencias muy bajas. Sin embargo, a menos de que haya evidencia de lo

contrario en un sistema en particular, los patrones de resistividad de un sistema geotrmico

deberan ser interpretados en trminos de distribuciones minerales hidrotermales. Hay tres

grupos de minerales conductores. Ellos son arcillas, zeolitas y sulfuros. Las arcillas son el grupo

ms importante debido a que son usualmente los ms abundantes de estos tres minerales y

tienen una geometra de ocurrencia que les da un alto grado de interconectividad. En

contraste, las zeolitas y sulfuros tienden a ocurrir como granos discretos adjuntos en minerales

de alta resistividad, lo que limita su conductancia.

La ms importante de las arcillas es la esmectita. Esto es porque tiene una estructura atmica

en capas y el intercambio inico ocurre libremente entre las capas permitiendo que los iones

se conduzcan. Otras acillas tienen iones ligados ms fuertemente en las capas, pero pueden

realizar intercambio de iones en sus borden y dado a que son usualmente de grano fino con

espacio de borde significativo, pueden tambin conducir. La esmectita ocurre como esmectita

pura y como arcillas intercaladas. En estas arcillas la esmectita est insertada entre capas de

otros minerales de filosilicatos a nivel atmico y estos son menos conductivos que la esmectita

pura. Las especies principales de arcillas intercaladas en los sistemas geotrmicos son la ilita-

esmectita y la clorita-esmectita. La esmectita pura ocurre a temperaturas entre 150C y 230C.

el clorito intercalado de clorito-esmectita se encuentra a temperaturas por sobre los 250C

pero es usualmente abundante solo en rocas baslticas alteradas. Es moderadamente

conductora sobre la mayora de su rango de temperatura. La ilita encontrada en la parte

central del recurso geotrmico es moderadamente conductora y el clorito por s mismo es

incluso menos conductivo.

3.2. Estructura de la resistividad de sistemas geotrmicos

La estructura de la resistividad de un campo geotrmico depende del relieve topogrfico y los

tipos de rocas que conforman el terreno. En efecto, esto da tres tipos principales de estructura


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de resistividad para tres tipos diferentes de terrenos. El primero es el de sistemas geotrmicos

en ambientes de cuencas los cuales tienen bajo relieve y una fretica geotrmica alta. El

segundo son sistemas geotrmicos asociados con estratovolcanes andesticos que tienen alto

relieve y una fretica geotrmica baja. El tercer tipo son aquellos campos alojados en rocas

baslticas; estos estn generalmente restringidos a islas ocenicas (aunque algunos campos en

la fisura de frica Oriental tienen secuencias importantes de rocas baslticas)

Las diferencias en estructura entre los tres tipos de sistemas surgen debido a las diferencias en

la distribucin de los minerales de esmectita y en un menor grado zeolitas (un grupo mineral

con muchos miembros). Ambos grupos de minerales tienen rangos de temperaturas limitados

en los cuales ellos son estables por lo que su distribucin puede reflejar los perfiles de

temperatura del terreno (aunque esto puede ser complicado por la presencia de alteracin

rica en relicto de esmectita). Las diferencias encontradas en terrenos baslticos reflejan que la

clorita-esmectita intercalada encontrada dentro de ellas es estable a temperaturas ms altas

que la ilita-esmectita que se encuentra en sistemas geotrmicos con rocas de acogida ms

silcicas. Tambin hay una mayor abundancia de zeolitas en terrenos con rocas de acogida

baslticas y algunas de estas pueden ser encontradas a temperaturas ms altas que las de

arcillas de esmectita, pero esto puede generalmente reflejar bajos contenidos de CO2que en la

mayora de otros terrenos. Las diferencias entre las tres diferentes estructuras se ilustra en la

Figura 2.

3.2.1. Sistema de estratovolcanes andesticos

En estos sistemas puede haber un considerable intervalo vertical entre la superficie del suelo

sobre el centro del recurso y la fretica geotrmica profunda. Esto da un enfoque considerable

para la formacin de reservorios secundarios calentados de gas en alza sobre el centro delsistema o para que haya una zona de espesor en la que hay mezcla de las aguas subterrneas

con aguas geotrmicas profundas. Como resultado puede haber una zona de espesor en la que

las temperaturas son menores a 180C permitiendo la formacin significativa de esmectita

para producir una gruesa tapa de baja resistividad. Fluye ascendentemente directamente

sobre el sistema, donde el flujo de vapor y gas emanado por las aguas que fluyen

ascendentemente es el de mayor fuerza, estar en el punto donde el contorno de temperatura

de 180C est a la mayor elevacin. Consecuentemente, la base de la capa de baja resistencia

formar un domo sobre el flujo ascendente.

Dado que habr cantidades en disminucin de esmectita a profundidad en el flujo ascendente,las resistividades aumentarn con la profundidad y las partes productivas del recurso tendrn

resistividades moderadas. Tambin hay una tendencia de la arcilla a ser ms abundantes en las

partes superiores del sistema donde reemplazan completamente a los feldespatos primarios

mientras que a ms profundidad en el sistema los feldespatos primarios pueden ser

remplazados por feldespato secundario as como ilita moderadamente conductiva.

Movindose hacia los lados del recurso en lo alto del reservorio, la capa de baja resistencia

cubrir la zona de moderada resistencia del recurso caliente hasta que el lmite entre los dos

es casi vertical excepto donde hay una salida de flujo. A ms profundidad en el reservorio el

bajo lmite de resistividad puede desaparecer y la transicin ser de resistividad moderada

dentro del reservorio a alta resistividad fuera de l. Donde hay un flujo de salida la tapa de


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baja resistividad se extender por sobre el flujo de salida y ser cada vez ms delgada con la

distancia al flujo de salida. Dado que el flujo de salida ser ms profundo y caliente que

aquellas que se encuentran en la configuracin de cuenca habr una capa de moderada

resistividad bajo la tapa de baja resistividad que es seguido en profundidad por una capa

delgada de baja resistividad seguido por altas resistividades a profundidad. Esto es en

contraste al centro del sistema donde resistividades moderadas persisten en profundad y en

algunos casos aumentan de manera constante con la profundidad.

3.2.2. Sistemas de cuencas

Los sistemas de tipo cuenca tienen una distribucin de tipo hongo de temperaturas con un

rpido incremento de la temperatura en la superficie como consecuencia de los altos niveles

de agua. Arcillas de esmectita y ilita-esmectita intercalada en los cuales hay suficiente

esmectita para que sea altamente conductora se encontraran a temperaturas por sobre los

180C. Consecuentemente habra una capa superficial relativamente delgada de baja

resistividad sobre el recurso donde las temperaturas exceden los 180C. En el recurso calienteprofundo las resistividades sern moderadas y se producen por la combinacin de la presencia

de ilita y aguas salinas porosas calientes. Movindose hacia los lados del recurso la

temperatura disminuye hasta bajo 180C predominando la esmectita. Debido a la figura global

de hongo de los contornos de temperatura la zona de baja resistividad que rodea el recurso

tendr una forma de dona. Algunos sistemas de cuenca pueden tener flujos de salida, estos

son normalmente lo suficientemente fros, y bajos en CO2para que la esmectita y zeolita sean

abundantes. Por lo tanto ellas forman lenguas de baja resistividad que se alejan de la dona.

3.2.3. Sistemas baslticos

En sistemas de acogida baslticos la transicin de la tapa de baja resistividad al ncleo de

moderada resistencia del sistema tiene lugar a temperaturas entre 230 y 250C.

Consecuentemente puede haber una tapa gruesa de baja resistencia incluso cuando hay

niveles de agua comparativamente altos. La base de la tapa, seguir los contornes de

temperatura y formar, por lo tanto, una dona, pero con lados ms planos que los domos en la

base de la capa de resistencia encontrada en estratovolcanes andesticos,

3.3. Resistividad DC

Estos mtodos estn limitados por la profundidad, por lo tanto son los que se aplican de mejorforma a sistemas de cuencas donde la tapa de resistividad directamente sobre el recurso

puede ser detectada. En sistemas de tipo estratovolcn andestico solo pueden ser localizados

con exactitud los flujos de salida.

Los estudios de resistividad DC dependen de la inyeccin de corriente en la tierra de una

batera o generador y la medicin de voltaje en diversos puntos. Hay una serie de posibles

arreglos de corriente y electrodos de potencia, los cuales parecen haber sido usados para la

exploracin geotrmica en un momento u otro. Los dos mtodos que se han convertido en

tcnicas ms o menos estndar son el trazado de Schlumberger y el sondeo elctrico vertical

(VES)


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La base de estos mtodos es que mientras ms alejados estn los electrodos de corriente,

mayor es la profundidad de penetracin de la seal.

3.3.1. Estudios de trazado de Schlumberger

En formacin de Schlumberger muchas medidas son usadas usando electrodos fijosespaciados. Es usual llevar a cabo estas mediciones con al menos dos electrodos espaciados de

potencial diferente (AB/2).Comnmente se usan espaciados de 500 a 1000 m, aunque datos

adicionales tiles se pueden obtener con un poco de esfuerzo extra al medir los puntos

intermedios tambin (AB/2 = 250, 750 m)

Para minimizar las distorsiones en las lecturas la formacin debe ser tan derecha como sea

posible y a una elevacin ms o menos constante, pero mientras los puntos de medicin son

mapeados cuidadosamente, los valores pueden ser corregidos por cualquier curva que se

necesite debido al terreno.

La profundidad de penetracin de la medida variar dependiendo de la resistividad real del

suelo y como varia con la profundidad, ya que lo que se mide realmente es una aparente

resistencia haciendo la suma de todos los caminos posibles entre los electrodos. Pero como

una aproximacin en bruto, la profundidad mxima de penetracin ser tpicamente de cerca

de la mitad del espaciado AB/2

Las desventajas del trazado de Schlumberger son que es de mano de obra intensiva, requiere

formaciones de cables largas que se establezcan, y la profundidad de penetracin es limitada.

Incluso si se pueden usar cables muy largos comienza a haber limitaciones en la fuerza de la

seal a espaciados por sobre los 1000 m, aunque estos pueden ser superados usando

adquisicin moderna digital de datos y procedimientos de apilamiento.

Las ventajas son que el equipo requerido es simple, aparte de la falta de penetracin los

resultados no son muy sensibles a los efectos del terreno, y son usualmente no ambiguos y

fciles de interpretar. Algunas organizaciones parecen ver el trazado de Schlumberger como

una tcnica fuera de moda, pero todava puede tener aplicacin especialmente en reas de

bajo relieve.

Los resultados se presentan normalmente en la forma de mapas de contorno para cada

espaciado AB/2, con el mayor espaciado relacionado a mayor profundidad de penetracin

(figuras 2 a y b). Cuando se preparan e interpretan dichos mapas de contornos, los mapas paradiferentes espaciados no deben ser considerados de forma aislada. El patrn de resistencia de

un nivel debe ser complementario al de los niveles de arriba y abajo. Al mismo tiempo,

diferencias genuinas en la resistencia a diferentes niveles puede entregar pistas valiosas sobre

la hidrologa. Por ejemplo, podra ser posible detectar un flujo de salida caliente del fluido

geotrmico a un nivel particular, en comparacin con mayor resistividad a niveles ms

profundos o someros.


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Figura 2

Estructura de resistividad idealizada de sistemas geotrmicos

3.3.2. Sondeos elctricos verticales

Los estudios VES usan el conjunto de electrodo Schlumberger, pero con un rango de

espaciados AB/2 en cada punto de medicin. Por lo tanto, dan informacin acerca de cmo

vara la resistividad con la profundidad. Dado que la resistividad aparente a cualquier

profundidad se ve afectada por todas las capas de arriba, interpretar los resultados no es tan

simple como asumir que la resistividad aparente en cualquier espacio en particular

corresponde a la resistividad a cualquier profundidad en particular, por el contrario, se utiliza

una tcnica de modelado para que coincida con la resistividad aparente con la curva de

profundidad y llegar a un modelo realista de capas de resistividad con la profundidad.

Cada estacin de medicin VES consume ms tiempo que un punto de medicin de trazado ypor esto normalmente muy pocas estaciones son medidas. Las ubicaciones de las estaciones se

500

0

-500-1500

750

500

1000

-500

-1000

1250

2000

masl

5001000

1500

-500

0

masl

Cross sectional view

a) Andesitic stratavolcano systems

b) Basinal systems

c) Basaltic rock hosted systems

Plan view

-500

0

500

-1500

-1000

masl

-500

0

500

-1500

-1000

LegendContour of elevationat base of conductive layer

20 m Schlumberger traversingresistivity anomaly

High resistivity >50 m

Moderate resistivity 20-50 m

Low resistivity


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seleccionan a menudo despus de un estudio inicial de trazado, para investigas aspectos claves

del modelo hidrolgico. Las tcnicas son complementarias.

Los datos de diversas estaciones VES pueden ser combinadas en una seccin de resistencia o

loas curvas de sondeo individual pueden ser mostradas a pequea escala en cada punto

apropiado en un mapa (Figura 3)

Figura 3

Resistividades aparentes a contornos nominales AB/2=1000m en Ohm-m

Las mediciones VES son particularmente buenas para distinguir zonas de flujo ascendente delas de salida, ya que una zona de flujo de salida debe mostrar un lmite relativo plano entre el

mnimo de resistividad y el incremento de resistividad con la profundidad, mientras que este

no sera el caso en una zona de flujo ascendente. Sin embargo, varios efectos pueden llevar a

pequeos incrementos en la resistividad aparente cerca de la parte inferior de la curva de

medicin, y es importante estar seguro de que cualquier incremento aparente en resistividad

con la profundidad es real.Tambin se debe apreciar que la interpretacin est basada en el

modelado de los resultados, y no hay garanta de que el modelo producido es la nica solucin

posible: el conocido efecto de equivalencia


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3.3.3. Otros mtodos DC

Una variedad de otros mtodos DC han sido usados en Nueva Zelanda, basados en una fuente

de corriente fija (grande) y un dipolo de medida de potencial itinerante. Ellos sufren

dificultades de interpretacin menos limitados por otros mtodos, pero puede ser bastante

bueno para el trabajo de precisin una vez que la estructura del terreno es conocida ya queson rpidos de usar. Tambin pueden dar una mayor profundidad de penetracin que las

matrices fijas.

Las modificaciones a las matrices lineares usuales descritas arriba llevan a otros mtodos. En

una matriz linear donde la diferencia de voltaje es medida externamente a lo largo del eje de

un bipolo de corriente, esto es llamado la matriz dipolo-dipolo. Formaciones no lineares

ocurren cuando el campo elctrico es medido en cualquier estacin de terreno fuera del bipolo

AB con un par de electrodos de potencial itinerantes.

La combinacin de matrices lineares y no lineares es tambin utilizada, particularmente lallamada matriz frontal la cual ha sido desarrollada en China. Este mtodo ha sido exitoso en el

trazado de mapas en relacin a zonas de fracturas y fallas, aunque este mtodo puede

detectar solamente estructuras muy someras.

El mtodo dipolo-dipolo ha sido usado en exploracin de forma ms amplia. Involucra

mediciones a lo largo de las lneas, y es por esto que es usualmente usado para presentar una

serie de pseudo-secciones (llamados as porque las resistividades son aparentes, no reales).

Los datos pueden ser adquiridos rpidamente y pueden dar buena penetracin, pero puede

ser difcil y ambiguo de interpretar. En particular, lmites casi verticales son usualmente

aparentes como contrastes de resistividad sumergidos a 45 grados. Es importante recordarque las pseudo-secciones no representan un modelo de la tierra, solo son una manera de

presentar datos de terreno. Estos deben ser interpretados usando cdigos de modelado para

obtener algo que tenga significado geolgico.

Algunas matrices de resistividad DC que han sido usados para exploracin geotrmica en el

pasado se han vuelto ahora obsoletas pero todava son mencionados en la literatura. La matriz

Wenner y la matriz bipolo-bipolo son algunos de estos. Las dificultades de montaje en terreno,

interpretacin y debilidades inherentes en las matrices usadas posiblemente cuentan para la

disminucin en popularidad de estos mtodos.

3.4. Mtodos electromagnticos

3.4.1. MT

En esta tcnica las mediciones del campo electromagntico natural son hechas en estaciones

durante un perodo de tiempo. Para lograr los mejores resultados las grabaciones son hechas

a menudo durante la noche. El campo magnetotelrico es medido por su efecto inductivo en

una bobina de cerca de un metro de dimetro o por uso de un magnetmetro de flujo de

salida sensible. Dos componentes ortogonales son medidos en cada estacin. Cuanto menor

sea la frecuencia, ms profunda se supone que es la penetracin, pero se demora ms enrecoger una seal con una satisfactoria relacin seal /ruido.La profundidad z a la que penetra


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un campo magnetotelrico (profundidad de piel) es dependiente de su frecuencia f y la

resistividad del substrato y la siguiente ecuacin

z = k /f)1/2 (1)

Donde k es una constante. Consecuentemente a medida que la frecuencia disminuye, la

profundidad de penetracin aumenta. La resistencia aparente varia inversamente con la

frecuencia y las amplitudes de los campos elctricos y magnticos estn relacionadas por la

ecuacin

a = 0.2/f 2 (2)

Donde f est en Hz, E es la amplitud de campo elctrico en V/km y B es la amplitud del campo

magntico en nT. Diagramar las resistividades aparentes de un puado de frecuencias

decrecientes otorga as informacin de la resistividad a profundidades que aumentan

progresivamente y es esencialmente una forma de sondeo elctrico vertical. Los resultados

son comparables a aquellos de las estaciones VES, y pueden combinarse en mapas de

contornos de resistividad a varios niveles, o secciones, de manera similar (Figura 4) para

interpretaciones de una dimensin o secciones bidimensionales puedan ser hechas.

Idealmente 2 conjuntos de secciones paralelas en ngulo recto con respecto al otro deben ser

construidos para dar una visin global tridimensional del prospecto. Las secciones

transversales pueden entonces ser usadas para identificar tapas de baja resistividad de los

sistemas, si est presente, y un valor encontrado para definir la base de la tapa de resistividad.

La elevacin de la base de la tapa puede entonces ser contorneada e interpretada como sediscuti ms arriba.

Figura 4

Seccin transversal de resistividad interpretada. Resistividad en Ohm-m

Los estudios MT tienen algunas ventajas importantes por sobre las mediciones de resistividadDC. Ellos no requieren matrices de largos cables, ya que las mediciones se realizan en un


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punto, utilizando un circuito de cable. Tampoco requieren una fuente de corriente. Por lo

tanto ms estaciones pueden ser medidas en un determinado periodo de tiempo,

especialmente en terreno difcil. El equipo de la estacin ha sido suficientemente

miniaturizado que la mejor prctica es establecer un puado de estaciones durante el da y

dejarlas para que graben la seal MT durante la noche. Generalmente mientras ms largo el

perodo sobre el cual se realiza la grabacin mejor. Una estacin de referencia remota fuera

del prospecto geotrmico debe funcionar al mismo tiempo y los resultados usarse para

correccin de ruido. Mediciones TDEM poco profundas deben ser hechas tambin en cada

estacin ara corregir los cambios de esttica.

La profundidad de penetracin es tambin mucho mayor. Como con las medidas de

resistividad DC la profundidad de penetracin variar con la resistividad real y la estructura de

resistencia de las formaciones, pero a menudo es posible lograr una penetracin tan buena

como 3-5 km con un grado de precisin razonable y en un perodo de tiempo razonable. Esto

puede ser comparado a una profundidad mxima de penetracin de la mayora de los

mtodos DC de menos de 2 km.

Sin embargo hay desventajas con los mtodos MT. La interpretacin de resultados es ms

complicada, y, si es hecha por los contratistas, usualmente involucra software de propiedad

para modelar. Es por lo tanto ms difcil chequear la validez de los resultados. Adems, efectos

bi y tridimensional a menudo afectan los resultados y estos pueden hacer las interpretaciones

usando modelos simples de una dimensin engaosos. Desafortunadamente, los resultados de

los modelos tridimensionales son altamente no nicos ya que un gran nmero de modelos

diferentes encajar en las observaciones. Como resultado, si se usan modelos bi y

tridimensionales, es esencial que informacin geolgica este incluida o los resultados pueden

no tener sentido. Para los sondeos MT dentro de algunos kilmetros del mar, el ocano con su

agua salada altamente conductiva puede causar un efecto significativo, el cual es difcil de

corregir.

Resistencias aparentes en las curvas MT pueden estar presentes con barras de error. Estas son

importantes dado que si las barras de error son amplias, los modelos basados en estas curvas

probablemente no estn bien definidos. Tambin hay dos resistencias aparentes en cada

punto, que son normalmente llamadas xy y yx. Si estas son muy diferentes es un indicativo

de que efectos de dos o tres dimensiones pueden afectar este sondeo. Tambin est la

posibilidad de efectos de terreno distorsionando los resultados, especialmente para medidas

de mayor periodo. Es importante sealar que el factor de campo elctrico, el cual es ms

afectado por la topografa est al cuadrado en la ecuacin 2. Los efectos topogrficos son por

lo tanto ms significativos que aquellos que afectan los estudios de resistividad convencional

DC donde el factor de campo elctrico es de primer orden. Donde los efectos topogrficos

estn patrones errneos extremos, particularmente en conductividades contorneadas, pueden

encontrarse. Las conductividades pueden estar desplazadas aparentemente a reas ms bajas

dando una serie de anomalas rodeando el rea de alto relieve con el recurso geotrmico real

en el espacio entre las anomalas y no realmente bajo las anomalas mismas.

Despus de que los datos han sido procesados la emisin resultante puede ser presentada

como secciones y como mapas de contorno. Modelos de capa de una dimensin para cada


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estacin pueden ser combinados en una seccin transversal pero es mucho mejor hacer un

modelo 2D a lo largo de la seccin. Estas secciones deberan ser dibujadas sin exageracin

vertical, de otra manera, a las capas delgadas se les da mucha ms importancia de la que

merecen y es ms difcil comparar directamente la capa de resistencia con modelos geolgicos

e hidrolgicos. Si es estudio tiene xito en encontrar un sistema geotrmico, una tapa

importante de baja resistividad debiera ser encontrada. La geometra de esta tapa vara como

se ilustra en la Figura 2. La forma ms til de evaluar la geometra de la tapa y localizar la parte

central del sistema geotrmico es contornear la elevacin de la base de la capa de baja

resistencia. El punto ms alto de la base de la capa de baja resistencia marcar el centro del

sistema. En sistemas de estratovolcanes andesticos, los contornos tendern a alargarse en la

direccin del flujo de salida del sistema. En sistemas de cuencas los contornos sern ms

circulares con contornos muy apretados alrededor de un rea central relativamente plana. Un

patrn similar se puede encontrar en sistemas de acogida baslticos pero con contornos ms

amplios.

Como un ejemplo de dicho contorneo se presentan tres mapas del rea geotrmica de Wayang

Windu en Java Occidental. En el primero (Figura 5a) las conductancia MT total ha sido

contorneada. En este mapa se encuentra una gran rea de conductancia al oeste de los

pequeos centros volcnicos de G. Wayang y G. Windu. Sin embargo, si los contornos de

temperatura de 180 tomados de las mediciones de pozos son considerados (Figura 5b) el

recurso geotrmico parece estar bajo estos centros volcnicos y se extiende al norte bajo G.

Gambung. La base contorneada de la tapa de baja resistividad (Figura 5c) est en mejor

acuerdo con la distribucin de temperatura, aunque el rea donde la base de baja resistividad

est a elevacin alta extendindose ms all del norte y noreste de G. Gambung. Esto puede

ser interpretado para indicar que el centro del sistema est realmente al noreste en vez quebajo Wayang y Windu, y que una parte del sistema se mantiene para perforar.

Figura 5a

Conductancia MT (S)


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Figura 5b

Elevacin de isotermas de 180C (m)

Figura 5c

Elevacin de base de capa conductiva (m)


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3.4.2. CSAMT

Esta tcnica se parece a MT, pero usa una Fuente controlada de electricidad en el rango de

audio frecuencia. Hasta ahora ha sido utilizado en menor medida en la exploracin

geotrmica, aunque es comnmente usado en la exploracin de minerales (aunque con

objetivos un poco diferentes: las empresas minerales estn normalmente buscando vetas decuarzo de alta resistividad dentro de la zona de alteracin generalmente de baja resistencia).

Se necesita ms equipamiento para entregar la fuente. Las frecuencias comparativamente

altas significan que es ms adecuado para estudios ms detallados con profundidades menos

profundas de penetracin.

La Fuente Audiomagnetotelrica Controlada (CSAMT) es un mtodo electromagntico de

dominio de frecuencia, en el cual un solo bipolo a tierra (o a veces tambin alambres a tierra

de mltiples fuentes) es usado como fuerte artificial de campos elctricos y magnticos. Si los

campos son medidos a distancias mayores que 3 profundidades de penetracin, pueden ser

tratadas como ondas planas y el mtodo CSAMT puede ser considerado ser esencialmente elmismo que el mtodo AMT

El mtodo CSAMT puede superar tericamente el problema de baja energa de las fuentes MT

naturales a altas frecuencias (bajos periodos) lo que expresa estructura de resistividad poco

profunda del sistema geotrmico tal como la zona de alteracin. Sin embargo, la respuesta de

periodos ms largos debido al reservorio puede ser enmascarado por los efectos del

transmisor cercano al terreno (Johnston et al. 1992). Los datos CSAMT tambin son afectados

por distorsiones de cambios estticos.

3.4.3. TDEM

El estudio electromagntico de dominio de tiempo (TDEM), a veces llamado impulsos EM de

campo transitorio (TEM) usa un terreno primario que no es continuo pero consiste en una

serie de pulsos separados por periodos cuando est inactivo. El terreno secundario inducido

por el primario es solo medido durante el intervalo en que el primario est ausente. Esta

tcnica es usada para superar el problema con muchas tcnicas de estudio EM donde un

terreno secundario pequeo debe ser medido en presencia de un campo primario mucho ms

grande y esto consecuentemente disminuye la exactitud.

Dado que la decadencia del campo magntico en la superficie est mucho menos afectada por

inhomogeneidades locales que por el campo elctrico, los sondeos TDEM son menos sensibles

a variaciones de resistividad local en el sitio del sondeo que los estudios MT o DC. Sin

embargo, es mucho ms sensible a una banda amplia de ruido elctrico que los sondeos DC.

La recoleccin de datos para el bucle central del mtodo TDEM es ms rpido y barato que los

de los sondeos DC de Schlumberger, dado que no se ha inyectado corriente al suelo. Sin

embargo, el equipamiento actual para el mtodo TDEM es voluminoso y es por lo tanto

necesario que los sitios de sondeo sean accesibles por vehculos o helicpteros. El

procesamiento e interpretacin de datos es tambin mucho ms complejo que los otros

populares mtodos EM.


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3.5. Otros mtodos elctricos

3.5.1. Tcnicas SP

Mtodos de libre potencial (SP) dependen de la deteccin de un potencial natural causado por

el movimiento de iones cargados en el agua subterrnea (Figura 5). El flujo de un fluido a

travs de un medio poroso puede generar un gradiente de potencial elctrico a lo largo del

camino del flujo por la interaccin del fluido poroso en movimiento con la doble capa elctrica

en la superficie porosa. Este proceso es conocido como acoplamiento electrocintico.

En teora deberan ser tiles para detectar el movimiento del fluido geotrmico, y los estudios

SP sobre terrenos geotrmicos conocidos han detectado anomalas, pero en la prctica poco

uso se ha hecho de ellos en la exploracin. Esto es principalmente debido a la relacin entre

las anomalas SP y el recurso potencial no est clara.

En terrenos moderados a empinados, reas inalteradas con un potencial de referencia sin

alteracin son difciles de encontrar. Los estudios SP sobre reas geotrmicas requieren de un

mayor rea de cobertura de estudio (de preferencia sobre 50-100 km2) con el fin de producir

datos representativos.

Donde los datos representativos se han obtenido anomalas son frecuentemente asociados

con rasgos termales, lo que aade poco conocimiento al esfuerzo de exploracin. Sin embargo,

anomalas lineares han sido encontradas en algunos terrenos donde corresponden a fallas.

Donde la anomala SP es negativa se indica que el agua se est moviendo hacia debajo de la

falla y donde la anomala es positiva un movimiento ascendente del agua se indica. Sin

embargo, es lejos lo ms comn obtener anomalas amplias producidas por movimiento de

aguas subterrneas sobre el terreno que oscurece cualquier proceso en mayor profundidad.

3.5.2. Tcnicas IP

Tcnicas de polarizacin inducida (IP) se basan en conductores aislados en la tierra. Son

comnmente usados en la industria mineral, por ejemplo, para localizar vetas enterradas de

sulfuros, pero son raramente usadas en exploracin geotrmica dado que son mejores en

detectar rasgos en una pequea escala que el acercamiento hidrolgico de brocha gorda

requerido para la energa geotrmica. Ellos, sin embargo, han sido aplicados en algunos casos,

para las investigaciones detalladas del lmite de los terrenos geotrmicos, o para localizarestructuras especificas.


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4.Mtodos magnticos

La fuerza del campo magntico local puede ser medido usando ya sea tcnicas areas o

terrestres. Los estudios aeromagnticos son usados mucho ms comnmente en exploracin

geotrmica que estudios de base terrestre. En cualquier caso, el principio bsico es detectarzonas que son magnticamente habituales, debido a la destruccin de magnetita en rocas

cercanas a la superficie por alteracin hidrotermal (Figura 6). Puede ayudar a indicar la

presencia de rocas gruesas y extensamente desmagnetizadas que por su parte sugieren la

presencia de reas de alta permeabilidad de reservorio y regiones de flujo ascendente.

Esto es simple en principio, pero en la prctica puede ser difcil distinguir este efecto

relativamente sutil de los efectos de terreno y anomalas mayores positivas y negativas

causadas por cuerpos de rocas normalmente no alteradas o volcnicas inversamente

magnetizadas o intrusivos cercanos a la superficie. Asimismo, el mtodo magntico no es muy

til en detectar alteracin termal delgada poco profunda dado que las seales se atenanrpidamente con la altura. Donde estos efectos pueden ser permitidos, los datos magnticos

pueden otorgar un suplemento muy til para tcnicas de resistividad.

Las mediciones magnticas modernas son usualmente conducidas por estudios en vuelo, y as

grandes reas de prospectos con problemas de acceso son rpidamente investigadas. La

tcnica es ampliamente usada por empresas de exploracin mineral, por lo que siempre vale la

pena chequear si los datos aeromagntico han sido ya adquiridos para un rea de inters. En

este caso, sin embargo, es mejor obtener los datos brutos y reinterpretarlos, dado que los

objeticos que las empresas minerales estn buscando y por lo tanto las suposiciones que han

ido en el procesamiento de datos pueden ser diferentes a aquellos de la energa geotrmica.Muchas empresas minerales estn interesadas en objetivos altamente magnticos

interpretados para ser intrusivos jvenes, y no aprecian el significado de zonas

desmagnetizadas.


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Figura 6

Modelo aeromagntico de Orakeikrako (vesas Soengkono et al. 1993)


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5.Estudios de Temperatura y flujo de calor

Las mediciones de temperatura y flujo de calor estimados de rasgos termales discretos ya han

sido discutidos en otros lados. Otras tcnicas incluyen las siguientes:

5.1. Estudios de Flujo de calor y temperatura somera

Las temperaturas pueden ser medidas fcilmente y con precisin en tierra tibia a

profundidades constantes, usualmente 0.5 y 1 m, usando una sonda digital. Medidas a dos

profundidades para dar un gradiente, pueden ser usadas para estimar la salida de calor de un

rea. Sin embargo, hay dos grandes incertidumbres en dicho estimativo: la conductividad

termal terrestre, y la variacin naturas diurna y anual en la temperatura base. Estas

incertidumbres harn una gran diferencia en la estimacin de flujo de calor para reas que

estn solo unos pocos grados por sobre la temperatura ambiente. Por lo tanto, si bien estos

estudios pueden ser tiles para detectar el alcance de la tierra caliente, y son buenas para elseguimiento del total de la produccin trmica en respuesta a la explotacin, las estimaciones

son demasiado inciertas para ser un gran valor para el modelado numrico. La perdida de calor

de la tierra caliente es generalmente mucho menor que las caractersticas de descarga

trmica. Tenga en cuenta que el flujo de calor desde la superficie puede ser mucho menor que

el flujo de calor total a travs del sistema.

5.2. Estudios de sondeo areo y otros remotos.

Estos se apoyan en el uso de un detector sensible a la temperatura para grabar una imagen

digital de un rea de tierra trmica. Pueden ser combinados convenientemente con unagrabacin de video desde un helicptero o avin de ala fija para dar rpidamente un mapa de

temperatura detallado en un rea. Algunas medidas de temperatura terrestre son tambin

necesarias para la calibracin. La mayor dificultad con este tipo de estudios es obtener

resultados reproducibles en diferentes momentos, debido a las variaciones en condiciones

ambientales. Por lo tanto, son buenos para detectar reas previamente desconocidas de tierra

caliente, especialmente en una espesa vegetacin o en reas que pueden ser muy peligrosas

para entrar a pie, y son buenos para detectar cambios graves en la localizacin de actividad

termal difusa con el tiempo. Son menos tiles para hacer comparaciones exactas de

temperatura a cualquier punto especfico en momentos diferentes.

5.3. Agujeros de perforacin de gradiente de temperatura a

mediana profundidad

En algunos programas de exploracin una serie de los llamados agujeros de perforacin de

gradiente de temperatura puede estar presentes y las temperaturas bajo la superficie ser

medidas con un instrumento de pozo. Estos son usualmente agujeros de dimetro pequeo

que pueden ser perforados rpidamente y de forma barata usando una pequea plataforma

para profundidades de 100-500 m. Para ahorrar costos los agujeros de perforacin pueden no

estar completos en una manera que permita ser testeados por flujo. Dichos agujeros tienen la

ventaja de entregar informacin de forma directa sobre las temperaturas subsuperficiales y


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pueden entregar una confirmacin valiosa de las interpretaciones de resistividad en una etapa

temprana.

Pueden ser usados como base para las estimaciones de flujo de calor, pero nuevamente hay

una pregunta acerca del valor a ser adoptado para la conductividad trmica. Hay un riesgo de

que los datos recogidos de estos agujeros sean usados para predecir temperaturas sub-superficiales basndose solo en una extrapolacin del gradiente de temperatura medido

(Figura 7). Dicha estimacin es altamente cuestionable, dado que los gradientes medidos son

usualmente conductivos en vez de convectivos y pueden no continuar a cualquier profundidad

significativa. Si la tierra es fra, la extrapolacin del gradiente producir temperaturas bajas no

realistas a profundidad, mientras que si la tierra es caliente puede llevar a estimaciones de

temperaturas altas poco realistas. Con excepcin a algunos casos para responder preguntas

hidrolgicas especficas, la perforacin de gradiente de temperatura probablemente no es

particularmente rentable.

Figura 7

Punto de ebullicin del agua (curva bpw) a diferentes presiones (=profundidades) asumiendo

presin hidrosttica en la sub-superficie. El gradiente geotrmico en la zona sobre un

reservorio predominantemente de vapor depende de la profundidad del tope del reservorio

(vase Kappelmeyer y Haenel 1974)


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6.Estudios de actividad ssmica

Los estudios de actividad ssmica se apoyan en poner una seal acstica, normalmente de una

fuente explosiva, en la tierra, y detectan cuando llega de nuevo una serie de gefonos. Estos

pueden estar en varias configuraciones dependiendo de si la seal reflectada o refractada esdetectada. La tcnica es ampliamente usada en la exploracin de petrleo, dado que es

adecuada para identificar pequeos cambios en la litologa, pero ha sido poco aplicada en la

exploracin geotrmica. Esto es por tres razones:

Los sistemas geotrmicos no tienen una nica firma ssmica

Las seales ssmicas son a menudo fuertemente atenuadas dentro de los campos

geotrmicos debido a la naturaleza de los materiales y las propiedades del fluido que

llena los espacios porosos.

Las rocas del reservorio en los sistemas geotrmicos no tienen necesariamente una

estratigrafa en capas como es comn en los reservorios de petrleo, dando mltiplesreflectores sub-horizontales y por lo tanto estructuras fciles de entender.

Las tcnicas ssmicas activas por lo tanto pueden no ser recomendadas como una herramienta

de exploracin geotrmica estndar. Sin embargo, pueden ser aplicables en ciertas

circunstancias tales como cuando el reservorio se encuentra en formaciones en capas con

propiedades bien conocidas. Si los datos existen para un rea particular, de exploracin de

petrleo por ejemplo, entonces deben ciertamente ser estudiados. Las tcnicas interpretativas

disponibles de la industria petrolera para los datos ssmicos estn evolucionado

continuamente y el mtodo no debe ser descartado. Probablemente el factor principal que

limita ahora la aplicacin de tcnicas ssmicas activas a la energa geotrmica es el costo de laadquisicin de datos y procesamiento. Para obtener y procesar los datos suficientes para ser

tiles a un terreno geotrmico tpico costara alrededor de US$0.5-1 M, y por lo que se sabe

ninguna compaa ha sido preparada para invertir esta cantidad en una tcnica relativamente

no probada. Se est realizando cierto trabajo experimental en la actualidad en Nueva Zelanda

lo cual puede cambiar esto en el futuro cercano (por ejemplo, Calman 1996)


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7.Estudios de sismicidad natural (estudios ssmicos

pasivos)

Estudios de microsismicidad han sido realizados en diversos terrenos geotrmicos. Han

mostrado en general un nivel de micro-sismicidad en o bajo los antecedentes de la regin, con

dos excepciones significativas:

Las seales de cerca de 2 Hz las cuales se piensan que se deben a la ebullicin u otro

fenmeno hidrotermal (Clacy 1968)

Eventos microssmicos de movimiento en fallas activas.

Sin embargo el primero el primero de estos es probablemente muy no especfico para dar una

indicacin definitiva de la presencia de un recurso geotrmico mientras que el ltimo requiere

al menos tres estaciones de medicin para dar una ubicacin no ambigua y direccin del

movimiento. Por lo tanto, los estudios microssmicos probablemente no son justificables parasolo la exploracin. Los datos pueden, sin embargo, ser recolectados para otros propsitos, en

cuyo caso deben ser examinados desde el punto de vista del recurso. La razn usual para

recoger datos microssmicos en un terreno geotrmico es para establecer un nivel de

referencia natural de sismicidad, para determinar si un nivel incrementado de sismicidad

inducida puede ocurrir despus en respuesta a la reinyeccin. Puede tambin ser til para

determinar la ubicacin de fallas activas e idealmente su sentido de movimiento, si los eventos

relacionados al movimiento en ellos pueden ser discriminados.

La micro-sismicidad puede ser usada durante un desarrollo de terrenos una vez que los pozos

de reinyeccin han sido perforados para establecer el camino que los fluidos de reinyeccinestn tomando es lejos o hacia la zona de produccin de los terrenos. La inyeccin de agua en

los pozos de reinyeccin puede detonar pequeos eventos ssmicos que mostrarn el camino

del agua de reinyeccin. Esto puede ser detectado ubicando una matriz ssmica alrededor de

los pozos de reinyeccin y grabando durante el perodo de inyeccin. Si el agua se devuelve

hacia la zona de produccin, la estrategia de reinyeccin debe ser revisada con pozos de

reinyeccin futuros perforados en otro lado.


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8.Ejercicio prcticos

La mayora de la exploracin geofsica temprana en el prospecto geotrmico de AguasPerdidas consista de trazado de resistividad Schlumberger. El terreno extremadamente difcil

significo que los espacios fueron limitados a AB/2=500 m (Figura 8). Sin embargo, el pozo ACP-

1 que fue perforado en base a este trabajo encontr temperaturas de solo 230C con una

inversin de temperatura a profundidad y el campo no fue desarrollado. El terreno fue

estudiado en una fecha posterior usando MT. Un mapa de conductancia total y la elevacin de

la base de la capa conductiva se presentan en las Figuras 9 y 10.

a) Qu puede decir acerca del patrn hidrolgico revelado por la Figura 9 y 10? Dnde

estn las zonas ms probables de flujo ascendente y de salida?

b) Cmo se puede explicar las diferencias en baja resistividad entre las figuras 9 y 10?c) Sin considerar preguntas de acceso superficial, Cundo deberan ser perforados los

pozos de exploracin?

Figura 8

Trazado de Schlumberger AB/2 en el prospecto geotrmico de aguas Perdidas (m)


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Figura 9

Conductancia Total (s) de MT en el prospecto geotrmico de Aguas Perdidas

Figura 10

Elevacin (m) de la base de capa conductiva


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Mdulo 16: Respuestas a Ejercicios

Geofsica Geotrmica

Mucha de la exploracin geofsica temprana en el Area X consisti de trazado de resistividad

de Schlumberger. El terreno extremadamente difcil signific que los espacios fueron limitados

a AB/2=500 m (Figura 8). Sin embargo, los pozos 1 y 2, los cuales fueron perforados en

base a este trabajo encontraron temperaturas de hasta 260C en niveles someros, pero una

inversin de temperatura a mayor profundidad. Un trabajo adicional fue llevado a cabo

usando tcnicas VES, lo que demostr que algunas de las medidas de trazado en terrenos de

mayor elevacin no penetraron a travs de volcnicas no alteradas cercanas a la superficie. Losestudios VES revelaron un cuerpo continuo de baja resistividad a profundidad (Figura 9) bajo la

mayor parte del rea. El modelado de las medidas VES permiti la identificacin de una

superficie superior consistente del cuerpo de baja resistividad. La figura 9 muestra la elevacin

de la superficie superior de la capa de baja resistencia. Cabe sealar que los mayores puntos

de elevacin (>RL 600 m) estn todava cerca de 500 m bajo la superficie, debido a que estn

localizados bajo el terreno ms alto.

a) Qu puede decir acerca del patrn hidrolgico revelado por la Figura 9 y 10? Dnde

estn las zonas ms probables de flujo ascendente y de salida?

b) Cmo se puede explicar las diferencias en baja resistividad entre las figuras 9 y 10?c) Sin considerar preguntas de acceso superficial, Cundo deberan ser perforados los

pozos de exploracin?

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Modulo 12 Geofísica Geotérmica