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Modelamiento de estructuras geotérmicas ocultas a partir de la interpretación de

anomalías magnetotelúricas de resistividad en la región de Paipa, Boyacá, Colombia

Ismael Enrique Moyano Nieto

Universidad Nacional de Colombia Facultad de Ciencias

Departamento de Geociencias Bogotá, Colombia

2015

Modelamiento de estructuras geotérmicas ocultas a partir de la interpretación de

anomalías magnetotelúricas de resistividad en la región de Paipa, Boyacá, Colombia

Ismael Enrique Moyano Nieto

Tesis de investigación presentada como requisito parcial para optar al título de: Magister en Ciencias-Geofísica

Director: MSc, PhD Orlando Hernández Pardo

Universidad Nacional de Colombia Facultad de Ciencias

Departamento de Geociencias Bogotá D.C, Colombia

2015

Para Gisse, Tomás y Mateo

Agradecimientos

A la Universidad Nacional de Colombia, particularmente al Dr. Orlando Hernández Pardo por su tutoría, aportes y apoyo. Al Dr. Jaume Pous, asesor en magnetotelúrica de la Universidad de Barcelona por sus enseñanzas y sugerencias en la aplicación del método Al Servicio geológico Colombiano, sus directivos y personal administrativo por su apoyo en la ejecución de este proyecto, en especial a la Química Claudia Alfaro, Coordinadora del Grupo de Investigación y Exploración de Recursos Geotérmicos, por su entusiasmo y ayuda incondicional. A los profesores: PhD John Jairo Sánchez Aguilar y PhD Jaime Arturo Romero León por su dedicación y entusiasmo en la evaluación de este trabajo. A mis padres, esposa e Hijos por su ejemplo, comprensión y paciencia durante el tiempo de estudio.

Resumen y Abstract IX

Resumen

Esta investigación ha tenido como objeto el modelamiento de la estructura resistiva del

subsuelo en el área geotérmica de Paipa mediante la adquisición, procesamiento e

interpretación a partir de datos de Magnetotelúrica (AMT y MT) en 58 estaciones. El

procesamiento de los datos incluyó procesado robusto, análisis de dimensionalidad,

inversión 2D y análisis de sensibilidad en nueve perfiles distribuidos en dirección N55W y

EW. Esta información se integró con información de resistividad por corriente directa

indicando que las resistividades bajas (menor a 10 ohm.m) se relacionan con alteración

hidrotermal, rocas arcillolìticas o presencia de fluidos salobres (calientes o no); las

resistividades intermedias (menor a 500 ohm.m) que representan rocas porosas y altas

resistividades (más de 500 ohm.m) que marcan el basamento resistivo con muy baja

porosidad del área de estudio. Se contrastó esta información con los modelos del

subsuelo a partir de datos gravimétricos y magnetométricos que muestran una buena

correspondencia con la información resistiva, particularmente en la delineación de

estructuras en el basamento, no identificadas en superficie, como es el caso de una

estructura orientada NNE-SSW que se encuentra en medio de los cuerpos volcánicos de

Olitas y El Manzano (Falla Paipa-Toca). Como elementos principales asociados al

sistema geotérmico se identifica una zona de discontinuidad con gradientes fuertes

interpretada como una fractura en el basamento entre los domos de Olitas y el cuerpo de

El Manzano que puede constituir la fuente de calor y fluidos al sistema, la distribución en

profundidad de la formación Une como reservorio geotérmico con área de recarga en la

zona de páramo hacia el oriente, la propuesta de un sello del sistema geotérmico sobre

la zona de gradientes altos asociada a la falla Paipa-Toca y el control estructural sobre

los manantiales termales en donde las zonas de falla propician el escape de fluidos del

sistema hacia la superficie.

Palabras clave: Geofísica, Magnetotelúrica, Geotermia.

X Modelamiento de estructuras geotérmicas ocultas a partir de la interpretación de anomalías magnetotelúricas de resistividad en la región de Paipa, Boyacá, Colombia

Abstract

The present investigation had as its object the modeling of the subsurface resistivity

structure in the Paipa geothermal area with the acquisition, processing and interpretation

of magnetotelluric data distributed in of 58 AMT/MT stations. The data analysis included

robust processing of time series, dimensionality analysis, 2D inversion and sensitivity

analysis on 5 E-W and 4 N55W profiles. These data were integrated with DC method

resistivity data indicating that low resistivity (<10 ohm.m) is related with hydrothermal

alteration, fine-grained rocks or the presence of salty fluids (high temperature or not),

middle resistivity (<500 ohm.m) that represent porous rocks and higher resistivity (>500

ohm.m) that represents the low porosity basement below the study area. Gravity and

magnetic data showed good correlation with resistivity data, especially on the delineation

of deep basement structures that are not identified at the surface as the Paipa-Toca

Fault, a NNE-SSW structure located between the Olitas and El Manzano volcanic bodies.

The main elements related to the geothermal system that were identified are: steep

gradient zone proposed as a deep basement fracture area (Paipa-Toca) that could be the

heat and fluid source to the system, the Une Formation as the main reservoir with

recharge area at the East, the proposal of a reservoir closure over the Paipa-Toca Fault

and the structural control on the hot springs where the fault zones provide the way to hot

fluids flow-up to the surface.

Keywords: Geophysics, Magnetotellurics, Geothermal

Contenido XI

Contenido

Pág.

Resumen y Abstract ....................................................................................................... IX

Lista de figuras ............................................................................................................. XIII

Lista de fotografías ...................................................................................................... XIII

Lista de tablas ............................................................................................................ XVII

Introducción .................................................................................................................... 1

1. Objetivos ................................................................................................................... 3 1.1 Objetivo General .................................................................................................. 3 1.2 Objetivos Específicos ........................................................................................... 3

2. Planteamiento del problema .................................................................................... 4

3. Generalidades .......................................................................................................... 5 3.1 Antecedentes ..................................................................................................... 5 3.2 Marco Geológico general ................................................................................... 8 3.3 Sistema geotérmico .......................................................................................... 11 3.4 Método Magnetotelúrico ................................................................................... 12

3.4.1 Inducción electromagnética ............................................................................... 13 3.4.2 Resistividad aparente y fase ............................................................................ 15 3.4.3 Impedancia magnetotelúrica ............................................................................ 15 3.4.4 Sondeo magnetotelúrico .................................................................................. 16 3.4.5 Análisis de Distorsión ...................................................................................... 18

3.5 Aplicación de las propiedades físicas evaluadas al estudio de un sistema geotérmico .................................................................................................................. 21

3.5.1 Resistividad (Sondeos eléctricos verticales, MT) ............................................. 21 3.5.2 Densidad (Gravimetría) ................................................................................... 22 3.5.3 Susceptibilidad magnética (Magnetometría) .................................................... 22

4. Adquisición y procesamiento de información ......................................................... 25 4.1 Localización de estaciones y diseño de adquisición ......................................... 25 4.2 Procedimiento de campo .................................................................................. 27 4.3 Procesamiento de datos ................................................................................... 32 4.4 Dimensionalidad ............................................................................................... 36 4.5 Modelos 2D ........................................................................................................... 39

4.5.1 Parámetros de inversión .................................................................................. 40 4.5.2 Resultados de inversión 2D ............................................................................. 42

XVI

XII Modelamiento de estructuras geotérmicas ocultas a partir de la interpretación de anomalías magnetotelúricas de resistividad en la región de Paipa, Boyacá, Colombia

4.6 Análisis de sensibilidad de los modelos 2D ................................................................... 51

4.6.1 Sensibilidad perfil 1 (Figura 4-23) ...........................................................................52 4.6.2 Sensibilidad perfil 2 (Figura 4-24) ....................................................................53 4.6.3 Sensibilidad perfil 3 (Figura 4-25:) ....................................................................54 4.6.4 Sensibilidad perfil 4 (Figura 4-26:) ....................................................................55 4.6.5 Sensibilidad perfil A (Figura 4-27:) ...................................................................56 4.6.6 Sensibilidad perfil B (Figura 4-28:) ...................................................................57 4.6.7 Sensibilidad perfil C (Figura 4-29) ......................................................................58 4.6.8 Sensibilidad perfil D (Figura 4-30:) ...................................................................59 4.6.9 Sensibilidad perfil E (Figura 4-31:) ...................................................................60

5. Interpretación de modelos 2D ................................................................................61 5.1 Información de otros métodos geofísicos .......................................................... 61

5.1.1 Resistividad (Sondeos eléctricos verticales).....................................................61 5.1.2 Métodos potenciales (Gravimetría y Magnetometría) ......................................64

5.2 Identificación de estructuras de interés geotérmico ........................................... 71 5.2.1 Perfil 1 (Figura 5-11) ........................................................................................73 5.2.2 Perfil 2 (Figura 5-12) ........................................................................................73 5.2.3 Perfil 3 (Figura 5-13) ........................................................................................73 5.2.4 Perfil 4 (Figura 5-14) ........................................................................................77 5.2.5 Perfil A (Figura 5-15) ........................................................................................77 5.2.6 Perfil B (Figura 5-16) ........................................................................................79 5.2.7 Perfil C (Figura 5-17) ........................................................................................79 5.2.8 Perfil D (Figura 5-18) ........................................................................................80 5.2.9 Perfil E (Figura 5-19) ........................................................................................80

5.3 Visualización 3D ............................................................................................... 82 5.4 Modelo resistivo del sistema geotérmico ........................................................... 87

6. Conclusiones ..........................................................................................................91 6.1 Conclusiones ......................................................................................................... 91 6.2 Recomendaciones ................................................................................................. 92

Bibliografía .....................................................................................................................95

Contenido XIII

Lista de figuras

Pág.

Figura 3-1. Modelo conceptual preliminar del sistema geotérmico de Paipa. (Tomado de

INGEOMINAS, 2005) ......................................................................................................... 7

Figura 3-2. Geología regional y localización de estructuras de origen volcánico (Tomado

de INGEOMINAS, 2004). ............................................................................................... 10

Figura 3-3. Modelo ideal de un sistema geotérmico de alta entalpía (modificado de

Dickson y Fanelli, 2004). . ............................................................................................... 12

Figura 3-4. Ejemplo de sondeo MT con corrimiento estático. ........................................ 19

Figura 3-5. Sondeo de la figura 4 con corrección por corrimiento estático. ................... 19

Figura 3-6. Esquema de la relación entre el la resistividad de las rocas y el gradiente de

temperatura. (Modificado de Gupta, 2007) ....................................................................... 22

Figura 4-1 Localización de estaciones AMT/MT ............................................................. 27

Figura 4-2. Equipo de adquisición MT (Tomado de www.phoenix-geophysics.com)) ...... 28

Figura 4-3. Esquema de instalación de una estación MT. ............................................. 29

Figura 4-4. Ejemplo de series de tiempo para los cinco componentes de un sondeo MT .. 33

Figura 4-5 Vista de la interface del software de procesamiento de series de tiempo

(TBL), a partir de las cuales se realiza análisis de Fourier (fcn) y se hace el

procesamiento robusto de productos cruzados (PRM), integrado con las calibraciones de

los sensores (CLC) y equipo (CLB) utilizados................................................................... 34

Figura 4-6. Ejemplo de edición de productos cruzados. ................................................ 35

Figura 4-7. Ángulo de rumbo para todas las estaciones, calculado para cada

frecuencia evaluada. ........................................................................................................ 37

Figura 4-8. Ángulo de rumbo para todas las estaciones, calculado para frecuencias

menores a 1 Hz. ............................................................................................................... 37

Figura 4-9. Angulo de rumbo para todas las estaciones calculado para frecuencias

mayores a 1 Hz ................................................................................................................ 38

Figura 4-10 Parámetro k (eje Y) para todos los sondeos a frecuencias mayores de 1 Hz

(eje x) ............................................................................................................................... 39

Figura 4-11 Parámetro k (eje Y) para todos los sondeos a frecuencias menores a 1 Hz

(eje X) .............................................................................................................................. 39

Figura 4-12 Orientación y extensión de los perfiles para modelación 2D. ....................... 40

Figura 4-13. Evaluación de rugosidad versus RMS para los modelos. El círculo negro

marca el valor óptimo para ............................................................................................. 41

XIV Modelamiento de estructuras geotérmicas ocultas a partir de la interpretación de anomalías magnetotelúricas de resistividad en la región de Paipa, Boyacá, Colombia

Figura 4-14. Modelo 2D de resistividad para el perfil 1-1’. Se obtuvo un RMS de 2.4

para un total de 300 iteraciones para un valor de =7 ...................................................... 43




para un total de 300 iteraciones para un valor de =10 .................................................... 45



Figura 4-18. Modelo 2D de resistividad para el perfil A-A’. Se obtuvo un RMS de 2.7


Figura 4-19. Modelo 2D de resistividad para el perfil B-B’. Se obtuvo un RMS de 2.5


Figura 4-20 Modelo 2D de resistividad para el perfil C-C’. Se obtuvo un RMS de 2.14


Figura 4-21. Modelo 2D de resistividad para el perfil D-D’. Se obtuvo un RMS de 3.13


Figura 4-22. Modelo 2D de resistividad para el perfil E-E’. Se obtuvo un RMS de 2.4


Figura 4-23 Zonas para el análisis de sensibilidad perfil 1 (NW-SE) .............................. 52

Figura 4-24. Zonas para el análisis de sensibilidad perfil 2 (NW-SE) ............................. 53



Figura 4-27 Zonas para el análisis de sensibilidad perfil A (W-E) .................................... 56

Figura 4-28. Zonas para el análisis de sensibilidad perfil B (W-E) .................................. 57

Figura 4-29. Zonas para el análisis de sensibilidad perfil C (W-E) .................................. 58

Figura 4-30. Zonas para el análisis de sensibilidad perfil D (W-E) .................................. 59

Figura 4-31. Zonas para el análisis de sensibilidad perfil E (W-E) .................................. 60

Figura 5-1 Localización de los SEV realizados en el área de estudio (Moyano, 2013) ... 63

Figura 5-2 Localización de estaciones de gravimetría y magnetometría (Vásquez, 2012) ..... 64

Figura 5-3. Mapa de anomalía completa de Bouguer (Tomado de Vásquez, 2012). ...... 65

Figura5-4. Mapa de anomalía de campo magnético total. (Tomado de Vásquez, 2012) 66

Figura 5-5. Componente gravimétrico residual. .............................................................. 67

Figura 5-6. Anomalía magnética residual de tercer orden .............................................. 68

Figura 5-7. Componente residual gravimétrico sobreimpuesto al mapa de estructuras

principales para el área de estudio.. ................................................................................. 69

Figura 5-8. Componente residual magnético sobreimpuesto al mapa de estructuras

principales para el área de estudio. ................................................................................ 70

Figura 5-9. Localización de las estaciones de MT y modelos 2D sobre el mapa residual

gravimétrico. .................................................................................................................... 71

Figura 5-10. Localización de fuentes termales. ............................................................ 72

Figura 5-11. Interpretación del Perfil 1. S ...................................................................... 74

Figura 5-12. Interpretación del Perfil 2............................................................................ 75

Figura 5-13. Interpretación del Perfil 3............................................................................ 76

Contenido XV

Figura 5-14. Interpretación del Perfil 4. ......................................................................... 77

Figura 5-15. Interpretación del Perfil A. ......................................................................... 78

Figura 5-16. Interpretación del Perfil B. ......................................................................... 79

Figura 5-17. Interpretación del Perfil C. .......................................................................... 80

Figura 5-18. Interpretación del Perfil D. ........................................................................ 81

Figura 5-19. Interpretación del Perfil E. ......................................................................... 81

Figura 5-20. Montaje de modelos 2D (xyz). A partir de los modelos 2D se exportan los

valores de cada nodo del modelo en formato de posición (x,y) profundidad (z) y valor de

resistividad asociado. ....................................................................................................... 82

Figura 5-21. Visualización de modelos 2D en 3D. ........................................................ 83

Figura 5-22. Vista 3D resaltando superficies con isovalores de resistividad asociados a

sello geotérmico (menor a 10 ohm.m, rojo) y basamento (mayor a 500 ohm.m, azul) ...... 84

Figura 5-23. Vista 3D de los isovalores correspondientes al basamento resistivo (azul,

500 ohm.m) y el mapa de anomalía gravimétrica residual con trazos de falla interpretados ...... 86

Figura 5-25. Visualización 3D de isovalores del basamento resistivo (500 ohm.m) y

orientación de planos de falla inferidos. . .......................................................................... 87

Figura 5-26. Visualización 3D del sistema geotérmico a partir de los datos

magnetotelúricos. ........................................................................................................... 88

Figura 5-27. Vista en planta de la localización de los manantiales termales (cuadrados)

respecto al modelo geotérmico planteado. ....................................................................... 89

Contenido XVI

Lista de fotografías

Pág.

Fotografía 4-1. Instalación de electrodos no polarizables............................................... 29

Fotografía 4-2. Equipo de adquisición. ........................................................................... 30

Fotografía 4-3. Instalación, orientación y nivelación de sensores magnéticos................ 31

Fotografía 4-4. Instalación del equipo para registro MT ................................................. 32

Contenido XVII

Lista de tablas

Pág.

Tabla 3-1. Unidades geológicas presentes en el área de estudio ..................................... 8

Tabla 3-2. Rangos de frecuencia método MT ................................................................. 13

Tabla 3-3. Dimensionalidad del medio respecto a los valores de Z. ................................ 18

Tabla 4-1. Valores de Tau Vs RMS para los modelos 2D ............................................... 42

Tabla 5-1. Rangos de resistividad asociados a las unidades geológicas presentes en el

área…………………………………………………………………………………………….... 62

Introducción

Los recursos geotérmicos son fuente de energía (térmica y eléctrica), de minerales y de

agua. El conocimiento de estos recursos en Colombia es limitado y no ha permitido el

desarrollo de proyectos de aprovechamiento, con excepción de usos balnearios como el

implementado en el municipio de Paipa y cerca de 30 municipios más en el país. El de

Paipa es uno de los proyectos balneológicos más importantes, sin embargo no existe un

conocimiento suficiente del sistema que respalde el uso sostenible del recurso, cuya

demanda aumenta en proporción al turismo, una de las principales actividades para la

economía del municipio (INGEOMINAS, 2005).

En el presente proyecto de Tesis de Maestría, se aplicará el método Magnetotelúrico orientado hacia la exploración de áreas con potencial geotérmico, particularmente en el área de Paipa (Boyacá), con el cual además se aportará al conocimiento de ésta zona geotérmica, colaborando así con el Programa de Exploración de Recursos Geotérmicos del Servicio Geológico Colombiano (SGC).

1. Objetivos

1.1 Objetivo General

Modelar el sistema geotérmico de la región de Paipa a partir de la interpretación de

anomalías magnetotelúricas de resistividad y su integración con la información geológica

y geofísica existente.

1.2 Objetivos Específicos

Evaluar la estructura resistiva del subsuelo dentro del área de estudio

Integrar la información obtenida a partir del método aplicado con la información geológica y geofísica (Magnetometría, Gravimetría, Resistividad) existente.

Identificar, a partir de la información generada, los rasgos característicos asociados con un sistema geotérmico (reservorio, fuente de calor, capa sello, zona de descarga).

2. Planteamiento del problema

Se quiere conocer la estructura del subsuelo en el área geotérmica de Paipa como aporte

y complementación del conocimiento del sistema geotérmico y su modelo conceptual

preliminar. Lo anterior con miras a establecer sus usos potenciales e incrementar y

optimizar los actuales, con base en el estudio de la estructura resistiva en los primeros

5000 metros de profundidad mediante Magnetotelúrica e integración con otras técnicas

geofísicas. Adicionalmente se profundiza en el estudio y aplicación del método

magnetotelúrico como técnica geofísica poco explorada en Colombia.

Generalidades 5

3. Generalidades

3.1 Antecedentes

La cronología de los trabajos realizados sobre este sistema geotérmico se resume en:

Boussingault y Roulín, 1849, describieron las aguas termales de Paipa, resaltando su gran contenido mineral. Su trabajo presenta el primer análisis químico registrado de estas aguas.

Navia y Barriga, 1929, realizaron una descripción geológica del área en la que incluyen la existencia de bancos salinos, la caracterización fisicoquímica y radiactiva de algunos manantiales y un estudio terapéutico.

OLADE, ICEL, Geotérmica Italiana y CONTECOL 1982, realizaron el estudio de reconocimiento de los recursos geotérmicos de Colombia en el que se incluyó el área de Paipa. Ésta fue seleccionada como área de interés con prioridad media alta. Las interpretaciones sobre las que se basó esta selección incluyen la existencia de anillos volcánicos de depósitos piroclásticos, intensos fenómenos de alteración hidrotermal, rocas de composición riolítica y carácter alcalino, de edad Plioceno superior (2.5 m.a.). El estudio hidroquímico de este trabajo incluyó la clasificación de los manantiales de acuerdo con la composición química de la fase acuosa y la formulación de la mezcla somera con una fuente salina.

JAPAN CONSULTING INSTITUTE, 1983, realizó un trabajo preliminar de factibilidad para la construcción de una planta geotérmica en Boyacá, solicitado por el Instituto Colombiano de Energía Eléctrica (ICEL). Su concepto, basado en la revisión del estudio de reconocimiento y una breve visita a la zona, es que es posible encontrar un reservorio geotérmico promisorio para la explotación geotérmica en Paipa. Sin embargo señaló la necesidad de realizar etapas avanzadas del estudio de exploración.

Ferreira y Hernández, 1988, postularon a partir de geología y geoquímica e isotopía de aguas y gases, un sistema geotérmico identificando como fuente de calor una intrusión magmática dentro de la secuencia sedimentaria, un reservorio de porosidad primaria (Formación Une) presente dentro de la misma secuencia, presencia de acuíferos someros con porosidad secundaria (Formaciones Labor y Tierna) y una capa sello (Grupo Churivita). La zona de recarga se ubica en la Formación Une y la de descarga se interpreta controlada por fracturamientos profundos orientados NE-SW, con una temperatura de reservorio estimada en 200ªC.

6 Modelamiento de estructuras geotérmicas ocultas a partir de la interpretación de anomalías magnetotelúricas de resistividad en la región de Paipa, Boyacá, Colombia

Bertrami et al., 1992, plantean un sistema de alta temperatura, a partir del estudio químico e isotópico de aguas y gases.

Rodríguez, 1998, realizó para CORPOBOYACÁ, un trabajo orientado a determinar la demanda anual y la disponibilidad de agua termal, que fueron calculadas en 350.000 m3 y 480.000 m3, respectivamente.

INGEOMINAS, 2005, realiza la formulación de un modelo geotérmico conceptual preliminar (Figura 3-1), a partir de la integración de los resultados de estudios geológicos, geofísicos y geoquímicos. Concluye que el sistema geotérmico de Paipa está ubicado en una caldera, de unos 3 km de diámetro, formada por el Volcán de Paipa, al término de su Primera Época Eruptiva. Su fuente de calor es magmática, de edad inferior a 2.5-2.1 millones de años. Tiene un reservorio profundo probablemente asociado a fallas distensivas que alcanzan el basamento metamórfico (Paipa-Iza y Cerro Plateado, principalmente). La temperatura del reservorio actual no está definida, pero la fuente de calor magmática, la actividad volcánica postcaldérica, la alteración hidrotermal y algunos geotermómetros, indican que el sistema probablemente es de alta temperatura. La zona de descarga está controlada estructuralmente y el flujo ascendente más importante, a partir del flujo lateral que proviene del sur e intercepta la superficie, ocurre en el Sector ITP-Lanceros. El fluido descargado por los manantiales no es representativo del fluido del reservorio, debido a procesos de mezcla que ocurren en la secuencia sedimentaria. En este documento se recomienda la ampliación del conocimiento geológico-geofísico del área para su posterior integración al modelo propuesto.

El Servicio Geológico Colombiano ha adelantado estudios Geofísicos mediante métodos potenciales (Gravimetría-Magnetometría, Vázquez, 2012) y de resistividad (sondeos eléctricos verticales y tomografías, Moyano, 2010) dentro del área con el fin de aportar a la integración y revisión del modelo geotérmico existente. Adicionalmente realizaron estudios de alteración hidrotermal superficial e inventario de puntos de agua, orientados a la revisión de la hipótesis de trabajo.

Generalidades 7

Figura 3-1: Modelo conceptual preliminar del sistema geotérmico de Paipa. (Tomado de

INGEOMINAS, 2005)


3.2 Marco Geológico general

El área geotérmica de Paipa se localiza en el eje de la Cordillera Oriental de Colombia,

área en donde el basamento está conformado por rocas metamórficas y sedimentarias

del Paleozoico, así como rocas intrusivas y extrusivas del Jurásico las cuales se

observan expuestas en el Macizo de Floresta, localizado hacia el NE del área de estudio

(Figura 3-2) En la Tabla 3-1 se sintetiza una descripción generalizada de las unidades

geológicas identificadas dentro del área de trabajo, de la más antigua a la más reciente.

Tabla 3-1: Unidades geológicas presentes en el área de estudio

COD UNIDAD GEOLOGICA

Kit4 Formación Tibasosa, miembro basal. Conglomerados, areniscas conglomeráticas limolitas

Kit3 Formación Tibasosa, miembro calcáreo inferior. Shales con niveles de calizas y arenas

Kimt2 Formación Tibasosa, miembro arenáceo intermedio. Areniscas cuarzosas y shales

Kimt1 Formación Tibasosa, miembro calcáreo superior. Calizas y shales

Ku Formación Une. Areniscas cuarzosas con intercalaciones de shales.

Kch Formación Churuvita. Shales negros con intercalaciones de areniscas cuarzosas con

glauconita

Kc Formación Conejo. Shales negros y grises con algunas intercalaciones de areniscas finas

Kpl Formación Plaeners. Limolitas silíceas en capas finas o medias con algunas intercalaciones

de fosforitas y shales.

Klp Formación Los Pinos. Shales negros y grises con intercalaciones de areniscas cuarzosas y

capas finas de limolitas silíceas

Klt Formación Labor y Tierna. Areniscas cuarzosas, friables y bien seleccionadas

KPgg Formación Guaduas. Arcillolitas, limolitas, mantos de carbón y areniscas cuarzosas

Pgb Formación Bogotá. Areniscas cuarzosas y líticas, niveles de limolitas.

NgQt Formación Tilatá. Predominancia de arenas con intercalaciones de limos y conglomerados,

hacia la base conjunto de conglomerados aluviales, hacia el techo intercalaciones de ceniza.

I.1/I.3 Ignimbritas/cenizas pómez

II.5d Caídas de ceniza

IIO.6/II.1/II.9 Flujos de ceniza y Bloques de Domo

Cuaternario Cuaternario. Arenas, limos, arcillas y conglomerados de depósitos aluviales, lacustres y

fluvio-lacustres.

Sobre el basamento se encuentra una secuencia sedimentaria cretácica con diferencias

en facies y espesores debido al control tectónico ejercido por fallas profundas como las

de Boyacá y Soápaga. Se presentan igualmente rocas del Paleógeno y depósitos

inconsolidados del Neógeno y Cuaternario así como depósitos y materiales volcánicos

Generalidades 9

que cubren parte del área y restringen la interpretación de relaciones estructurales entre

las unidades preneógenas.

Como estructuras de origen volcánico se identifican, en el sector de Olitas (Figura 3-2),

una estructura circular que puede corresponder al remanente de un colapso de caldera

(círculo rojo), en donde se encuentran una serie de domos emplazados y una estructura

relacionada con un foco volcánico (volcán de Paipa), responsable de los depósitos

cartografiados en el área (INGEOMINAS, 2004). Otro cuerpo de interés está presente en

el sector de El Manzano, vía Paipa-Toca (Qhb, al NW de Olitas) que muestra una intensa

alteración hidrotermal por fluidos probablemente asociados a la actividad volcánica en el

centro de Olitas.


Figura 3-2: Geología regional y localización de estructuras de origen volcánico (Tomado de INGEOMINAS, 2004). Los símbolos para las unidades geológicas corresponden a los presentados en la Tabla 3-1

Generalidades 11

3.3 Sistema geotérmico La geotermia es la disciplina científica que comprende el estudio de las variaciones de

temperatura dentro de la corteza y los fenómenos naturales que influyen sobre la

distribución de los flujos térmicos. En términos generales se considera que el aumento

normal de la temperatura de la corteza terrestre en función de la profundidad es de 33º C

por kilómetro (Dickson y Fanelli, 2004).

En el planeta se conocen regiones donde el valor del gradiente geotérmico es varias

veces superior al normal, fenómeno que se destaca por la presencia de temperaturas

elevadas en niveles superficiales. Las causas de estas anomalías pueden ser de origen

químico (reacciones exotérmicas por procesos de alteración), radiométrico

(desintegración natural de elementos radiactivos) o mecánico (fricción), pero la más

importante para la generación de calor consiste generalmente en el emplazamiento de un

cuerpo magmático a niveles poco profundos de la corteza (Gupta, 2007).

Un campo geotérmico es fundamentalmente un sistema natural que permite la extracción de un fluido preexistente a alta temperatura. Los elementos esenciales, o variables imprescindibles que determinan su conformación son (Figura 3-3)

La existencia de una importante fuente de calor.

La presencia de formaciones geológicas que cumplan funciones de reservorios y permitan la circulación de fluidos.

La existencia de un área de recarga hídrica.

La presencia de unidades o estructuras geológicas que actúen de cubierta impermeable y cierren el sistema para que se produzca la concentración del calor.

En función de la temperatura existente en el reservorio, los campos geotérmicos se dividen en campos de alta y de baja entalpía. En general, los primeros están vinculados al emplazamiento de un cuerpo magmático en niveles superiores de la corteza, en tanto que los segundos se vinculan con cuencas sedimentarias relacionadas con zonas fracturadas, por donde ascienden las aguas que se calientan por efecto de una anomalía térmica. El estudio de los campos geotérmicos de alta y baja entalpía requiere estrategias de exploración diferentes, pero en general, la localización, caracterización y tipificación de los yacimientos se realiza mediante análisis que involucran estudios de geología, estratigrafía, petrografía, volcanología, geotectónica, hidrología-hidrogeología, hidrogeoquímica, geotermometría, geoquímica de volátiles, estudios geoquímicos (temperatura en profundidad, CO2), técnicas isotópicas, geocronología, geofísica (gravimetría, sísmica, resistividad, magnetometría), pozos de gradiente y pozos exploratorios profundos (Gupta, 2007).


Figura 3-3: Modelo ideal de un sistema geotérmico de alta entalpía (modificado de Dickson y Fanelli, 2004). Se identifican los elementos principales del sistema como son el área de recarga, fuente de calor (magmática), roca impermeable que actúa como sello y manifestaciones superficiales del sistema como manantiales calientes o ventiladeros de vapor.

3.4 Método Magnetotelúrico

El método Magnetotelúrico es una técnica que utiliza las variaciones naturales del campo

geomagnético como fuente de señal que genera inducción electromagnética en la Tierra.

Se basa en la medición en superficie de las fluctuaciones de los componentes

ortogonales de los campos eléctrico y magnético (EM) como una vía para determinar la

estructura resistiva de la tierra a profundidades entre decenas de metros hasta cientos de

kilómetros (Simpson, 2005).

La profundidad de penetración de los campos está relacionada directamente con la

resistividad e inversamente con la frecuencia, es decir, que cuanto mayor sea la resistividad

del subsuelo y menor la frecuencia, mayor será la profundidad de los campos EM

detectados. El concepto de profundidad de capa o “skin depth” define la profundidad teórica

de investigación para un medio homogéneo e isotrópico y está dada por (Vozoff, 1972):

Dónde: ω=2πƒ es la frecuencia angular, μ es la permeabilidad magnética y ρapp es la

resistividad aparente media del subsuelo).

Generalidades 13

Al ser un método de fuente natural lo hace versátil y práctico en el terreno, debido a que la

profundidad de investigación depende del tiempo de registro y no está condicionada por

configuraciones que implican grandes longitudes de cable, grandes fuentes de poder ni

extensos recorridos como otros métodos geofísicos (sísmico, sondeos eléctricos verticales).

Las fuentes que generan los campos electromagnéticos en el subsuelo están asociadas

principalmente a los fenómenos de interacción entre el viento solar y la magnetósfera de la

Tierra, cuyas fluctuaciones tienen periodos entre 0.001 hasta 100.000 segundos y a las

descargas por tormentas que se generan en la atmósfera del planeta y que tienen periodos

inferiores a 1 segundo (Simpson, 2005). De acuerdo con el rango de frecuencias que se

analicen, el método se puede dividir en: Magnetotelúrico (MT) y Audiomagnetotelúrico (AMT)

(Tabla 3-2)).

Tabla3-2: Rangos de frecuencia método MT

METODO RANGO DE FRECUENCIAS RANGO DE PERIODOS

MT 10-4

- 10 Hz 10-1 – 10

4 segundos

AMT 10 – 10.000 Hz 10-4 – 10

-1 segundos

3.4.1 Inducción electromagnética

Para el propósito de estudiar la inducción electromagnética en la Tierra y la aplicación del

método MT, se requieren de algunas consideraciones y simplificaciones (Simpson, 2005):

1. El método cumple con las ecuaciones de Maxwell. 2. La Tierra no genera energía electromagnética, sólo la disipa o absorbe. 3. Todos los campos deben ser tratados como conservativos y analíticos fuera de la fuente. 4. Las fuentes de los campos electromagnéticos naturales se asumen suficientemente

alejadas de la superficie de la Tierra para ser tratados como ondas planas uniformes que inciden en la superficie de manera casi vertical.

5. En un modelo de capas planas, horizontales y paralelas no hay acumulación de cargas.

En un modelo multi-dimensional las cargas se acumulan a lo largo de las discontinuidades generando un corrimiento estático (“Static Shift”).

6. La carga se conserva y la Tierra se comporta como un conductor que cumple la

ecuación:

Dónde: j es la densidad de corriente (Am-2), es la conductividad del medio (Sm-1)

y E es el campo eléctrico (Vm-1).

7. El desplazamiento eléctrico es casi estático para los periodos de registro de MT. Las corrientes de desplazamiento eléctrico originadas por efectos de polarización se


pueden considerar insignificantes comparadas con las corrientes de conducción, permitiendo considerar la inducción electromagnética de la Tierra como un proceso de difusión.

8. Cualquier variación de la permitividad eléctrica y permeabilidad magnética de las

rocas se asumen mínimas comparadas con las variaciones en la conductividad total de las mismas.

La propagación de los campos electromagnéticos es descrita por las ecuaciones de

Maxwell, que para un medio magnetizable y polarizable que no contiene fuentes eléctricas ni magnéticas, se cumplen en todo el rango de frecuencias consideradas:

Dónde: E=Campo eléctrico (V/m), B= inducción magnética (T), H= intensidad magnética (A/m), D= desplazamiento eléctrico (C/m

2), jf=densidad de corriente (A/m), nf= densidad de carga (C/m

3).

Para el caso de la existencia de un medio lineal e isotrópico, se introducen las siguientes relaciones constitutivas:

Dónde: =permeabilidad magnética (Vs/Am), = permitividad dieléctrica (As/Vm). Por otra parte, en presencia de un campo eléctrico, la corriente fluye sólo si la conductividad del medio es diferente de cero (consideración 6). Teniendo en cuenta lo anterior, las ecuaciones de Maxwell toman la siguiente forma:

Para un semi-espacio homogéneo, el desarrollo de la última expresión para un sistema de coordenadas geográficas con los ejes x, y y z orientados hacia el norte, sur y hacia abajo respectivamente, resulta en:

B0, B1, E0 y E1 son los campos magnético y eléctrico medidos en superficie. Como B y E

se tienden a desvanecer con la profundidad (z), entonces B1=E1=0, simplificando las

ecuaciones a:

Generalidades 15

Que son la solución de las ecuaciones de difusión de los campos magnético y eléctrico. Este comportamiento difusivo de los campos en el rango de frecuencias de MT, ubica el método entre las técnicas de exploración dependientes de la ecuación de onda (GPR, sísmica) y los métodos potenciales (gravimetría, magnetometría, resistividad DC) (Simpson, 2005).

3.4.2 Resistividad aparente y fase Expandiendo la expresión:

para los ejes x, y y z, se obtienen las relaciones para los componentes ortogonales de los campos eléctrico y magnético:

Como se asumen ondas planas, se encuentra que el campo magnético inductor sólo tiene componentes horizontales y se propaga verticalmente en dirección de z (Bz=0), por lo que el campo eléctrico inducido no tiene componente en esa dirección (Ez=0). Lo

anterior implica que las expresiones Ex/ y y Ey/ x son también cero. Por ejemplo, la derivada con respecto al tiempo de Bx en la superficie de la Tierra es igual a la derivada de Ey con respecto a z.

3.4.3 Impedancia magnetotelúrica

La impedancia magnetotelúrica (Z), también llamada función de transferencia magnetotelúrica, es el operador que relaciona de forma lineal las componentes ortogonales del campo eléctrico (E) y del campo magnético (B):


La relación entre los componentes ortogonales de los campos Eléctrico y Magnético tienen el mismo valor de Z pero con signos opuestos; reorganizando la ecuación anterior se obtiene la resistividad para un semi-espacio homogéneo:

En el dominio de la frecuencia, Z( ) es compleja y tiene una fase asociada:

Para un medio no homogéneo, la impedancia Z tiene valores diferentes y representa las relaciones de los componentes ortogonales de los campos medidos en superficie:

De acuerdo con los valores y relaciones entre los cuatro componentes de Z (Zxx, Zxy, Zyx y Zyy) es posible determinar la dimensionalidad del medio, identificando un modelo 1D compuesto por capas planas horizontales y paralelas, 2D con presencia de una tendencia regional tipo pliegues o monoclinales o 3D en ambientes más complejos con presencia de estructuras resistivas con variación en todas direcciones.

3.4.4 Sondeo magnetotelúrico

Un sondeo MT consiste en la medición de las tres componentes del campo magnético hx, hy y hz y de las componentes horizontales del campo eléctrico ex y ey. Estas componentes se miden en la forma de series de tiempo individuales que son transformadas al dominio de la frecuencia (Hx, Hy, Hz, Ex, y Ey) .

Luego de hacer las transformaciones anteriores se aplica una convolución de dos señales, en donde se multiplican dos funciones de campo eléctrico y magnético, una función desplazada un pequeño intervalo de tiempo respecto a la otra y luego se suman sus productos. A partir de esta operación se obtiene lo que se denomina cross-correlation o ―correlación cruzada‖, la cual se considera mejor cuando el producto es grande (próximo a la unidad) y es cero cuando no existe similitud entre las señales. La correlación cruzada en el dominio de frecuencias recibirá el nombre de cross-powers o productos cruzados. Esta correlación es sumamente útil para determinar una señal conocida dentro de una señal ―ruidosa‖, ya que maximiza la señal respecto a los ruidos al hacer el producto (Simpson, 2005). El tensor de impedancia Z, que es el operador que relaciona de forma lineal las componentes horizontales del campo eléctrico (E) y del campo magnético (H), se relaciona a través de la ecuación:

Generalidades 17

Que, como se describió anteriormente, en forma matricial se expresa como:

Los elementos del tensor Zij se calculan como promedios en diferentes bandas de frecuencias a partir de los productos cruzados entre las componentes del campo relacionadas utilizando las siguientes ecuaciones (Madden y Nelson, 1964):

En donde Hx* y Hy* son los complejos conjugados de Hx y Hy. En éste sistema de ecuaciones las componentes Zij son las incógnitas en tanto que las componentes horizontales del campo, medidas en superficie, son los coeficientes. A partir de la estimación de la impedancia para cada una de las frecuencias analizadas, se procede a calcular las resistividades y los ángulos de fase correspondientes utilizando las ecuaciones:

(i, j = x o y, e Im y Re son las partes imaginaria y real de Zij respectivamente).

Estrictamente hablando, a partir de los cuatro elementos del tensor de impedancia es posible obtener cuatro resistividades del medio (ρxx, ρxy, ρyy, y ρyx) y sus correspondientes fases (φxx, φxy, φyy, y φyx) con las cuales es posible evaluar la estructura del subsuelo en el sitio de medición (Simpson, 2005). Sin embargo, es posible hacer simplificaciones basadas en la naturaleza resistiva del medio (Tabla 3-3). El caso más simple es el de un medio homogéneo o unidimensional (1D), que geológicamente puede corresponder a una cuenca sedimentaria estable o una plataforma marina, en donde Z tiene la forma:

En éste caso hay solamente un valor de resistividad ρa y uno de fase φa para cada frecuencia, los cuales dependen solamente de variaciones verticales de la conductividad del subsuelo. Cuando el medio es bidimensional (2D), pueden ocurrir dos casos, según si la dirección de las estructuras coincide o no con el sistema de referencia de la medición. Si la medición se lleva a cabo en la dirección de los ejes principales, es decir a lo largo y perpendicularmente a una estructura resistiva regional (por ejemplo un plano de falla), entonces el tensor de impedancia está representado por:


De acuerdo a lo anterior, se definen dos resistividades y dos fases: una a lo largo de la estructura regional y la otra perpendicular a ésta. Esto determina dos modos de polarización de los campos, uno cuando el flujo de corriente máximo (mínima resistividad) es paralelo a la estructura regional, el cual se define como el modo Transverso Eléctrico (TE); y otro, cuando el flujo magnético máximo es paralelo a la estructura, el modo de polarización se conoce como Transverso Magnético (TM). Si el eje coordenado en el que fue realizado el sondeo no coincide con los ejes de la estructura regional principal entonces el tensor Z tiene que ser girado a los ejes principales utilizando:

Con

En donde R es el operador de rotación y RT su transpuesta, Zm es la impedancia medida en un sistema de referencia diferente al de la estructura principal y el ángulo θ corresponde al acimut del rumbo regional de dicha estructura. Lo anterior si las mediciones fueron realizadas a lo largo de los ejes magnéticos NS y EW. Cuando la distorsión de los campos es importante (debido a la presencia de estructuras más complejas o 3D), entonces hay otros métodos para probar si el sondeo puede todavía ser considerado o no como 2D, los cuales se trataran más adelante.

Tabla 3-3 Dimensionalidad del medio respecto a los valores de Z.

DIMENSIONALIDAD

1D 2D 3D

Componentes del tensor

Tensor de impedancia Z

3.4.5 Análisis de Distorsión

Corrimiento estático “Static shift” Se debe a la acumulación de cargas en discontinuidades en las capas más superficiales que se manifiesta como un desplazamiento en la vertical de las curvas de resistividad (Figura 3-4). Es decir, las resistividades se ven multiplicadas por un mismo factor si bien las fases no son afectadas por este fenómeno, debido a que en un medio 1D la fase es la derivada logarítmica de la resistividad (Simpson, 2005).

Generalidades 19

Figura 3-4: Ejemplo de sondeo MT con corrimiento estático. En la parte superior se observan las curvas de resistividad aparente (y) versus periodo (x) de los componentes principales del tensor de impedancia: Rxy (rojo) y Ryx (azul) y sus fases respectivas (abajo). Las curvas son esencialmente paralelas pero presentan una diferencia en los valores de resistividad.

Figura 3-5: Sondeo de la figura 3-4 con corrección por corrimiento estático. Se

observan las dos curvas de resistividad paralelas y con valores similares (modelo 1D).

Nótese como las fases no han cambiado.


Frecuentemente el procedimiento más sencillo y efectivo para corregir el corrimiento estático es la comparación directa de las curvas obtenidas para un área dada y observar si existe un valor de resistividad de inicio de las curvas que sea recurrente, siempre y cuando las estaciones estén medidas sobre zonas con características litológicas similares. Si este es el caso se asume que el resto de las estaciones AMT/MT están afectadas por variaciones locales de resistividad (estática) y se considera que el valor de resistividad que se repite es el correcto, al cual son desplazadas verticalmente el resto de las curvas de resistividad (Figura 3-5). Otra forma de corrección es el uso de información de la resistividad del suelo por otros medios, ya sean directos o indirectos, los cuales se pueden utilizar directamente para corregir la posición de las curvas de resistividad. Alternativamente, el conocimiento de la geología de la zona de estudio puede aproximar los valores de resistividad comunes a los tipos de roca identificados, como base para la corrección de las curvas afectadas por corrimiento estático.

Inducción electromagnética Este tipo de distorsión está muy relacionado a estructuras locales o regionales del subsuelo que determinan la dimensionalidad del medio. Existen diferentes enfoques para determinar dicha dimensionalidad, que se construyen a partir de componentes invariantes del tensor de impedancia. Estas componentes reciben el nombre de invariantes ya que no dependen del eje de coordenadas en que se mide, es decir, si se rota la matriz se obtiene el mismo valor invariante. Esta propiedad es muy útil para determinar el comportamiento del tensor a diferentes frecuencias independiente del marco de referencia en el cual se encuentre (Simpson, 2005). Uno de los criterios más importantes es el de la asimetría del tensor de impedancias (k) o skew (Swift, 1967).

En esta ecuación se emplea el criterio que Zxx+Zyy y Zxy-Zyx son invariantes ante las

rotaciones, por lo tanto k también es invariante.

Bahr (1991), define hasta 7 clases de distorsión telúrica entre las cuales para el presente

trabajo se utilizan dos: respecto al de asimetría del tensor de impedancia (k, Swift 1967),

define que si k<0.1 no existe distorsión del tensor de impedancia, por lo que el modelo

1D es apropiado para interpretar los datos. Cuando k es inestable, es decir, varia

erráticamente de una frecuencia a otra, significa que Zxy ≈ Zyx, por lo que el denominador

sería muy pequeño y k tendería a infinito indicando también que el medio es

unidimensional. Si los valores de k son estables y consistentes menores a 0.4 indica que

el medio se puede considerar 2D. Cuando el medio es bidimensional el giro del tensor

de impedancias se hace empleando la ecuación para θ presentada anteriormente.

Otra forma de asimetría, también invariante ante las rotaciones es la definida por Bahr

(1991), es el parámetro ―μ‖, diferente de la permeabilidad magnética, que se considera

un indicador de la dimensionalidad del medio. Si μ es aproximadamente 0 entonces el

medio se puede considerar homogéneo. La expresión está dada por:

Generalidades 21

Para medir el ángulo de la estructura regional se utiliza la siguiente expresión (Bahr,

1991):

3.5 Aplicación de las propiedades físicas evaluadas al estudio de un sistema geotérmico

Para la investigación de un sistema geotérmico mediante métodos geofísicos, es necesario establecer los parámetros de variación en las diferentes propiedades físicas que se pueden medir o inferir (densidad, conductividad eléctrica y susceptibilidad magnética) en relación a las variaciones de temperatura en el sistema, con el fin de relacionar anomalías en estas propiedades con elementos del sistema.

3.5.1 Resistividad (Sondeos eléctricos verticales, MT) El cambio en la resistividad eléctrica de los paquetes roca/fluido, es el cambio en la propiedad física más importante que puede indicar la presencia de un sistema hidrotermal, por encima de la elevada temperatura o flujo de calor. La movilidad iónica aumenta con la temperatura hasta cerca de 300ºC, resultando en una mayor conductividad; la movilidad iónica en rocas aumenta también con una mayor porosidad, salinidad del fluido y aumento de la presencia de minerales como arcillas y zeolitas. Los sistemas hidrotermales, que contienen algunas de las características anteriores, son asociados con la presencia de anomalías de baja resistividad (cerca de 50 ohm.m) mientras que las rocas adyacentes pueden exceder los 1000 ohm.m (Gupta, 2007, (Figura 3-6). La resistividad de las salmueras frías y agua de mar es inferior a 10 ohm.m por lo que se pueden encontrar zonas anómalas de baja resistividad no relacionadas con altas temperaturas, de igual forma la presencia de arcillas puede mostrar bajas resistividades, por lo que en una cuenca sedimentaria no siempre una reducción en la resistividad puede ser asociada a la presencia de un sistema geotérmico.


Figura 3-6: Esquema de la relación entre el la resistividad de las rocas y el gradiente de temperatura. (Modificado de Gupta, 2007)

3.5.2 Densidad (Gravimetría)

En el contexto de la exploración geotérmica, la gravimetría se ha usado para definir las variaciones laterales en la densidad del subsuelo relacionadas con un cuerpo magmático profundo, el cual se puede constituir en la fuente de calor. Las anomalías residuales positivas pueden reflejar altos estructurales, geometría de fracturamientos y fallas, densificación de sedimentos debido a metamorfismo y silicificación por la circulación de fluidos hidrotermales (Gupta, 2007). En las regiones en donde otras técnicas geológicas y geofísicas indican la presencia de reservorios geotérmicos, los estudios gravimétricos han sido útiles para delinear áreas en donde los procesos relacionados con la actividad hidrotermal han ocurrido. Contrario a lo anterior, las anomalías gravimétricas por sí mismas no son indicativas de un área geotérmica.

3.5.3 Susceptibilidad magnética (Magnetometría)

El potencial más grande del método magnetométrico radica en que los materiales ferromagnéticos muestran un fenómeno caracterizado por la pérdida casi total de

Generalidades 23

susceptibilidad magnética a una temperatura critica, llamada temperatura Curie. La temperatura Curie de la titanio-magnetita, el mineral más común dentro de las rocas ígneas, está en el rango desde algunos cientos hasta 570°C (Gupta, 2007), por lo que la posibilidad de determinar mediante la magnetometría la profundidad a la que tiende a desaparecer la susceptibilidad y el punto Curie podría ser importante para el estudio de la fuente de calor dentro de un sistema geotérmico. Otro uso en la exploración geotérmica es el mapeo de las zonas de alteración hidrotermal que tienen una susceptibilidad menor en relación a la roca caja, como por ejemplo cuando se presentan procesos de conversión de magnetita a pirita. De nuevo, el método magnético en sí no es completamente útil en la detección de anomalías geotérmicas, debido a que las anomalías magnéticas son complejas por su naturaleza bipolar y su interpretación detallada es ambigua. Sin embargo, en combinación con otras técnicas puede llegar a indicar gradientes anómalos de temperatura mediante la estimación de la profundidad de la isoterma de Curie, a partir de la cual las rocas pierden sus propiedades.

Generalidades 25

4. Adquisición y procesamiento de información

Teniendo como base la información geológica y geofísica de otros métodos recopilada sobre el área de estudio, se procedió al diseño de la adquisición y procesamiento de datos de magnetotelúrica.

4.1 Localización de estaciones y diseño de adquisición

Para la selección de los sitios de instalación de las estaciones de campo para la adquisición de datos de Magnetotelúrica (AMT, MT), se deben tener en cuenta aspectos básicos relacionados con las aproximaciones teóricas y aplicación del método tales como:

La estación debe localizarse en un área plana alejada de cambios abruptos de pendiente, con unas dimensiones mínimas de 50x50 metros para la adecuada extensión e instalación de los dipolos para registro del campo eléctrico.

Debe estar alejada de fuentes de ruido electromagnético como líneas de corriente, cercas eléctricas, viviendas, paso de vehículos, vías férreas, generadores o cualquier otra fuente.

Debe garantizarse la seguridad de los equipos durante la adquisición de los datos, ya que se deben dejar instalados durante la noche para la adquisición MT.

La logística de traslado y montaje de las estaciones. Un grupo integrado por un operador y dos auxiliares, puede instalar y activar una estación AMT en alrededor de 40 minutos, para un tiempo de registro de una a dos horas; entre tanto se puede movilizar hacia otra estación y realizar el mismo procedimiento, regresar a la estación anterior y cambiar sensores para toma de datos MT.

En lo referente al diseño de la adquisición se debe considerar:

El modelo geotérmico conceptual para el área de estudio, el cual propone la posible localización de los principales elementos del sistema como son la fuente de calor, área de recarga y descarga.

La tendencia regional de las estructuras geológicas presentes en el área, ya que la mayor variación en la resistividad se espera que sea por los cambios de litología entre unidades geológicas, es decir, perpendicular al rumbo y por lo tanto un modelo de resistividad 2D se debe construir cortando estas estructuras.


Se deben considerar los atributos geométricos de las unidades geológicas (espesor, buzamiento) y las dimensiones esperadas de los elementos a interpretar, a partir de los modelos de resistividad, para establecer la distancia óptima entre estaciones de medida (resolución horizontal).

La profundidad de investigación deseada, la cual no depende de la longitud del perfil sino únicamente del skin depth (Simpson, 2005):

Según lo anterior, para modelar estructuras dentro de los primeros 5000 metros de profundidad, se requiere una frecuencia mínima equivalente a 0.1 Hz, asumiendo una resistividad promedio del subsuelo de 10 ohm.m. No obstante, teniendo en cuenta que en algunas áreas de la zona evaluada las resistividades superficiales son muy bajas, debido a la presencia de fuentes de agua salobres y termales, se consideró necesario muestrear frecuencias aún más bajas (cerca de 0.01 Hz) y realizar adquisición durante 12 o más horas, a fin de tener series de tiempo suficientemente extensas para obtener un buen número de muestras de cada frecuencia para el procesamiento robusto y alcanzar profundidades superiores a los 7000 metros.

Generalidades 27

Figura 4-1. Localización de estaciones AMT/MT

Para este proyecto se realizó un diseño de 58 puntos para adquisición de datos AMT/MT,

abarcando un rango de frecuencias desde 10400 Hz hasta 0.01 Hz (Figura 4-1). El

diseño de los modelos 2D se centró en la construcción de perfiles cortando el rumbo

regional de las estructuras geológicas (NE), el cual tiene una tendencia general N35W y

una distancia entre estaciones de medición de entre 700 hasta 2000 metros según la

presencia de zonas de especial interés que requirieran una mayor densidad de estaciones

para un modelamiento adecuado.

4.2 Procedimiento de campo

Para el presente estudio se utilizaron instrumentos marca Phoenix modelo V-8 (Figura 4-

2), construidos por la firma Canadiense Phoenix Geophysics, que están integrados por


una unidad de adquisición, filtrado y amplificación de las señales magnéticas y eléctricas,

que contiene un módulo de pre-procesado y almacenamiento de la información. El equipo

se complementa con batería de 12V, antena de GPS para sincronizar las series de

tiempo, filtros análogos (XLPF) para ganancia en frecuencias bajas, seis bobinas de

inducción para registro del campo magnético (tres AMTC-30 para AMT y tres MTC-80H

para MT) y cinco electrodos no-polarizables, cuatro conformando los dos dipolos

eléctricos (Ex y Ez) y el otro para la conexión a tierra del instrumento.

Figura 4-2: Equipo de adquisición MT (Tomado de www.phoenix-geophysics.com)

La instalación de cada estación AMT/MT en campo consiste en colocar dos dipolos

eléctricos de 50 metros de longitud orientados en direcciones NS y EW (Figura 4-3) Cada

dipolo está conectado a tierra a través de dos electrodos no polarizables, que facilitan el

paso de la señal al instrumento. Para mejorar el contacto con el suelo, los electrodos se

entierran a unos 30 cm de la superficie, humedeciendo la base con agua salobre y

cubriendo posteriormente para mantener estables las condiciones de medición

(Fotografía 4-1) . Los dos dipolos se conectan al instrumento de medida mediante cables

coaxiales para evitar ruido electromagnético en la señal. Luego se coloca un quinto

electrodo en el centro del arreglo que funciona como descarga a tierra para protección del

instrumento (Fotografía 4-2)

Bobinas de inducción

Electrodos no polarizables

Generalidades 29

Figura 4-3: Esquema de instalación de una estación MT. Hx, Hy y Hz corresponden a las bobinas magnéticas orientadas N-S, E-W y vertical respectivamente, las líneas discontinuas corresponden a la orientación de los dipolos eléctricos norte-sur (Ex) y este-oeste (Ey)

Fotografía 4-1: Instalación de electrodos no polarizables. Se observa que se encuentran

inmersos totalmente en lodo salobre.

Norte

Magnético

Dipolo Ey

Dipolo Ex

20cm


Fotografía 4-2: Equipo de adquisición. Se identifican los cables de los dipolos eléctricos

Ex y Ey), conexión de sensores magnéticos (Hx, Hy, Hz) y conexión de antena GPS.

El siguiente paso es la colocación de los sensores magnéticos o bobinas receptoras. La

colocación de los dipolos divide el terreno en cuatro cuadrantes (Figura 4-3) en donde se

procede a ubicar las tres bobinas para la medición de las componentes del campo

magnético Hx, Hy y Hz (Figura 4-3) Cada una de estas es orientada y nivelada en tres de

los cuadrantes (Fotografía 4-3) una orientada NS, la otra EW y la tercera se coloca vertical.

Las tres son enterradas y cubiertas, para evitar ser perturbadas por el movimiento del aire.

Tanto los dipolos como los sensores magnéticos se conectan al equipo central con sus

respectivos cables y se evita que éstos queden despegados del suelo para evitar

vibraciones por efectos de movimiento con el aire que puedan generar ruido en la señal.

La medición se lleva a cabo en dos partes, la primera corresponde a la adquisición de

señales de alta frecuencia (10-10,000 Hz) para lo cual se utilizan las bobinas para AMT (o

AMT-30) proceso que dura de 1 a dos horas según la localización del sondeo y las

condiciones de ruido electromagnético presentes. Una vez concluida ésta fase, se procede

a cambiar las bobinas de inducción magnética para la medición del campo magnético en las

frecuencias medias-bajas (10 a 0.0001 Hz), utilizando para esto las bobinas MT (o MT-

80H). La duración de esta medición, de acuerdo a la profundidad de investigación planteada

y de la precisión deseada se estableció en un mínimo de 14 horas, teniendo suficiente

tiempo para alcanzar los 5000 metros establecidos como de interés para el proyecto.

30cm

Hx, Hy, Hz

GPS

Ex Ey

Generalidades 31

Fotografía 4-3: Instalación, orientación y nivelación de sensores magnéticos

Previo a la medición y sólo al inicio de un levantamiento se realiza una calibración tanto del equipo como del conjunto de sensores magnéticos (6 en total). Los archivos de calibración obtenidos se utilizan durante el procesamiento de cada uno de los sondeos adquiridos posteriormente, por lo cual es esencial que la calibración del sistema (equipo + sensores) se realice lo más alejado de ruido electromagnético cultural. Este arreglo permite medir las componentes horizontales del campo eléctrico (ex y ey) y las dos componentes horizontales y una vertical del campo magnético (hx, hy y hz) para el intervalo de frecuencias entre 10,000 y aproximadamente 0.01 Hz. Esta información es registrada en series de tiempo que son almacenadas en el equipo desde cual se descargan a una computadora portátil para su posterior procesamiento e interpretación. (Figura 4-4)


Fotografía 4-4: Instalación del equipo para registro MT. Arriba: instalación de equipo, batería y antena GPS. Abajo: carpa protectora del equipo para el registro MT durante la noche.

4.3 Procesamiento de datos

A partir de las series de tiempo registradas (ex, ey, hx, hy y hz, (Figura 4-4), se realiza la

transformación de las series de tiempo a su forma espectral, mediante transformada de

Fourier. Como la calidad de la señal presenta variaciones durante el tiempo de registro,

cada serie de tiempo se divide en varios segmentos para realizar la descomposición

espectral, por lo que para la misma frecuencia se tienen múltiples lecturas sobre las que

se estiman los productos cruzados entre las componentes Hx y Ey y entre las

componentes Hy y Ex utilizando el software SSMT2000 proporcionado por el fabricante del

equipo (Figura 4-5). A partir de éstos productos cruzados se calculan las impedancias

magnetotelúricas en los ejes principales (Zxy y Zyx), de donde se obtienen dos curvas de

GPS

Batería 12V

Generalidades 33

resistividad y dos de fase correspondientes a la dirección de la estructura principal y a la

dirección perpendicular a ésta.

Figura 4-4: Ejemplo de series de tiempo para los cinco componentes de un sondeo MT. El eje X corresponde al tiempo de registro y el eje Y la magnitud de la señal para dipolos eléctricos y bobinas de inducción.


Figura 4-5: Vista de la interface del software de procesamiento de series de tiempo (TBL), a partir de las cuales se realiza análisis de Fourier (fcn) y se hace el procesamiento robusto de productos cruzados (PRM), integrado con las calibraciones de los sensores (CLC) y equipo (CLB) utilizados.

Como se realizan varios cálculos de la resistividad y fase para cada frecuencia

muestreada, se puede realizar una edición de los productos cruzados individualmente,

eliminando los valores fuera de la media y que fueron adquiridos durante periodos con

alto nivel de ruido (p.e. paso de vehículos por el sitio) o con baja amplitud de la señal,

obteniendo así un valor más robusto de la resistividad y fase en cada frecuencia. Este

procedimiento se aplica para cada sondeo y cada una de las frecuencias muestreadas.

Después del proceso de edición de productos cruzados, se unen los espectros de los

sondeos AMT y MT para obtener un sondeo llamado ―de espectro amplio‖. Este sondeo

compuesto se edita nuevamente (¡Error! No se encuentra el origen de la referencia.),

eliminando los valores de resistividad y fase de las frecuencias anómalas con sus vecinas,

como también las que presentan gran desviación estándar (a partir de los múltiples

valores obtenidos previamente). Como resultado se obtienen dos curvas de resistividad y

dos de fase en función de la frecuencia, corregidas y listas para el proceso de

interpretación. Cada una de éstas curvas se puede utilizar independientemente para la

estimación de la estructura del subsuelo, pero de la interpretación conjunta de resistividad

y fase se obtiene un ajuste mucho más robusto y por lo tanto más preciso.

Generalidades 35

Figura 4-6: Ejemplo de edición de productos cruzados. Arriba, curvas de resistividad aparente (Rhoxy, verde y Rhoyx, amarillo) versus frecuencia (izquierda) y 40 productos cruzados para la frecuencia 640 Hz (derecha). Abajo, izquierda, fases xy (verde) y yx (amarillo) y productos cruzados para la fase a la frecuencia 640 Hz (derecha)

640Hz


Esta fase de procesado robusto a partir de los productos cruzados para cada frecuencia analizada se realiza con el software MTEditor suministrado también por el fabricante del equipo, a partir de este software se generan archivos planos de texto (*.edi), los cuales están en una codificación generalizada que permite su importación a cualquier software de modelamiento de datos MT. Para el caso del presente proyecto se utilizó el software WinGLink (Schlumberguer) para el manejo, procesamiento e interpretación de datos MT mediante modelación 2D. Previo a la interpretación de los sondeos es necesario aplicar la corrección por efecto del corrimiento estático. Es importante recordar que el fenómeno de corrimiento estático genera un desplazamiento en el eje Y en una o ambas curvas, es decir que aparecen con resistividad mayor o menor a la real, por lo que los modelos de capas interpretados a partir de un sondeo no corregido por este efecto, tendrán valores de resistividad errados pero los espesores calculados para las capas no presentarán alteración.

4.4 Dimensionalidad

Una vez realizado el procesamiento de las series de tiempo y la generación de las curvas de resistividad versus frecuencia para los sondeos realizados, se procedió a evaluar la dimensionalidad de acuerdo con los parámetros K y ángulo descrito por Bahr (1991). Para optimizar la modelación 2D, se deben utilizar las estaciones rotadas al ángulo del rumbo geoeléctrico regional y los perfiles se deben trazar cortando perpendicularmente la estructura geoeléctrica. En primera instancia se calculó el ángulo que corresponde a la orientación de la estructura geoeléctrica para cada frecuencia evaluada, observando una alta dispersión de los valores para éste ángulo entre -40 y 40 grados de azimuth (Figura 4-7). En vista de la dispersión observada en el ángulo de rumbo, se realizó una revisión de los datos en diferentes rangos de frecuencia encontrando que, en las frecuencias inferiores a 1 Hz (las más profundas), el ángulo de strike tiene una tendencia muy cercana a 0° o N-S (Figura 4-8), mientras que las frecuencias mayores mantienen la misma dispersión de los datos totales (Figura 4-9)

Generalidades 37

Figura 4-7: Ángulo de rumbo para todas las estaciones, calculado para cada frecuencia evaluada

Figura 4-8: Ángulo de rumbo para todas las estaciones, calculado para frecuencias menores a 1 Hz.

Como criterio adicional, se utilizó el parámetro ―skew” (k) (Swift, 1967), el cual da una

idea complementaria de la dimensionalidad del medio, mostrando que cuando éste es

muy cercano a 0 (<0.1) la estructura se puede considerar esencialmente 1D y, a valores

mayores, 2D ó hasta 3D.


Figura 4-9: Angulo de rumbo para todas las estaciones calculado para frecuencias mayores a 1 Hz

Graficando éstos valores para los rangos de frecuencia evaluados (< a 1Hz y >1Hz) se encuentra que las frecuencias mayores a 1 Hz (Figura 4-10), que son las que muestran la mayor dispersión en el ángulo de rumbo regional, la mayoría de los valores de k son menores a 0.1, indicando que el medio es principalmente 1D por lo que el ángulo de rotación del sondeo dentro de éste rango de frecuencias no afecta la forma de las curvas de resistividad. Por su parte, las frecuencias menores a 1 Hz presentan valores de k mayores a 0.1 (Figura 4-11), indicando que el medio puede ser 2D ó incluso 3D. Por esta razón, se definió que todos los sondeos fueran rotados 0°, ángulo de rumbo que corresponde a las estructuras más profundas (Figura 4-8), y sobre éstos construir los perfiles para interpretación 2D

Generalidades 39

Figura 4-10:: Parámetro k (eje Y) para todos los sondeos a frecuencias mayores de 1 Hz (eje x)

Figura 4-11: Parámetro k (eje Y) para todos los sondeos a frecuencias menores a 1 Hz (eje X)

4.5 Modelos 2D

Una vez establecido el ángulo de rotación de los sondeos, se trazaron nueve perfiles sobre los cuales se realizó la modelación 2D: cinco con azimut 90° (A-A’, B-B’, C-C’, D-D’, y E-E’, Figura 4-12), es decir perpendiculares al rumbo de la estructura geoeléctrica de acuerdo con el análisis realizado anteriormente, y cuatro con azimut 125° (1-1’, 2-2’, 3-3’ y 4-4’), cortando perpendicularmente las estructuras geológicas superficiales.


Figura 4-12: Orientación y extensión de los perfiles para modelación 2D, construidos ya sea cortando perpendicularmente el rumbo de las estructuras geológicas principales (1 al 4) o el rumbo de las estructuras resistivas en profundidad calculado a partir de datos MT (A al E).

4.5.1 Parámetros de inversión

Un parámetro muy importante para realizar una óptima inversión 2D del método

magnetotelúrico es el ―tau‖ ( ), el cual controla la rugosidad del modelo, es decir, que tan rápidos y abruptos son los contrastes de resistividad del modelo (Israil, 2008). De acuerdo con los principios teóricos de la Magnetotelúrica, se entiende que con éste método no es posible visualizar cambios abruptos en la conductividad del suelo, por lo que un modelado que permita este tipo de contrastes llevaría a errores de interpretación. En éste sentido se aplicó el criterio de la ―curva L‖ (Tichonov 1977: en Israil, 2008), en

donde, para varios valores de y un mismo número de iteraciones, se toman los valores

de RMS y rugosidad del modelo buscando un valor óptimo de que minimice la rugosidad,

Generalidades 41

sin incrementar marcadamente el error de ajuste. Este criterio se aplicó para cada uno de

los perfiles propuestos determinando así el valor de más apropiado (Figura 4-13 y

Tabla 4-1) Figura 4-13: Evaluación de rugosidad versus RMS para los modelos. El círculo negro

marca el valor óptimo para (Tabla 4-1)


Tabla 4-1: Valores de Tau Vs RMS para los modelos 2D. Se resalta en verde el Tau seleccionado para cada Modelo.

4.5.2 Resultados de inversión 2D

Una vez definido el valor de óptimo para cada modelo se procedió a realizar la inversión

de cada perfil, hasta 300 iteraciones cada uno, llegando a errores de ajuste satisfactorios

menores a 4%. (Figuras 4-14 a 4-22).

Generalidades 43

Figura 4-14: Modelo 2D de resistividad para el perfil 1-1’. Se obtuvo un RMS de 2.4 para un total de 300 iteraciones para un

valor de =7

NW SE


Figura 4-15: Modelo 2D de resistividad para el perfil 2-2’. Se obtuvo un RMS de 2.9 para un total de 300 iteraciones para un valor de =7

NW SE

Generalidades 45

Figura 4-16: Modelo 2D de resistividad para el perfil 3-3’. Se obtuvo un RMS de 3.7 para un total de 300 iteraciones para un

valor de =10

SE NW


Figura 4-17: Modelo 2D de resistividad para el perfil 4-4’. Se obtuvo un RMS de 1.6 para

un total de 300 iteraciones para un valor de =10

SE NW

Generalidades 47

Figura 4-18: Modelo 2D de resistividad para el perfil A-A’. Se obtuvo un RMS de 2.7

para un total de 300 iteraciones para un valor de =10

W E


Figura 4-19: Modelo 2D de resistividad para el perfil B-B’. Se obtuvo un RMS de 2.5


W E

Adquisición y procesamiento de información 49

Figura 4-20: Modelo 2D de resistividad para el perfil C-C’. Se obtuvo un RMS de 2.14


W E


Figura 4-21: Modelo 2D de resistividad para el perfil D-D’. Se obtuvo un RMS de 3.13


W E


Figura 4-22: Modelo 2D de resistividad para el perfil E-E’. Se obtuvo un RMS de 2.4


4.6 Análisis de sensibilidad de los modelos 2D

Una vez realizada la inversión de datos, se debe evaluar la sensibilidad de cada modelo 2D respecto a los diferentes rasgos y contrastes de resistividad que se generaron, los cuales pueden representar aspectos o estructuras de interés geotérmico. Para esto se tomó el modelo final de cada perfil, se identifica una zona anómala de interés para la interpretación y se suprimió, dándole a la zona una resistividad promedio a la del medio circundante; posteriormente se generó un modelo directo para este perfil y se registró la variación en el error (RMS) de cada estación y el del modelo total, y se comparó con los valores obtenidos

W E


inicialmente. De ésta manera se pudo evaluar que un incremento en el error para las estaciones localizadas sobre el rasgo anómalo eliminado, es indicador de que éste rasgo existe en el terreno ya que afecta el modelo de resistividad obtenido a partir de los datos de campo. Para el caso en que el error no se vea incrementado sustancialmente, se espera que este rasgo pueda ser un artefacto generado por la inversión o que está muy cerca de límite de detección del método MT, por lo que cualquier interpretación geológica sin apoyo de otros elementos tiene un alto grado de incertidumbre que debe ser considerado. Este procedimiento se repitió con todos los elementos y rasgos resistivos objeto de interés en cada uno de los modelos.

4.6.1 Sensibilidad perfil 1 (Figura 4-23) En este perfil se identificaron cinco estructuras de posible interés geotérmico: zona de baja resistividad asociada a cuerpos volcánicos y subvolcánicos, y posible alteración hidrotermal (A), basamento resistivo mostrado con color azul(B), zona de fractura y posible ascenso de fluidos, y cuerpos subvolcánicos, domo Iza (C) y fracturas en basamento resistivo (azul) con posible ascenso de fluidos (D y E). El análisis muestra que las estructuras A, B y C son necesarias para el ajuste del modelo, ya que el RMS se incrementa cuando son removidas, mientras que las D y E no parecen afectar el modelo. Figura 4-23: Zonas para el análisis de sensibilidad perfil 1 (NW-SE)


4.6.2 Sensibilidad perfil 2 (Figura 4-24)

Se encuentran cuatro estructuras de interés: zonas de alteración hidrotermal (A y B) y

zonas de fractura en el basamento resistivo (C y D). La estructura que más se refleja en

el análisis es la zona B, que puede constituir un sello importante dentro del reservorio

geotérmico.

Figura 4-24: Zonas para el análisis de sensibilidad perfil 2 (NW-SE)


4.6.3 Sensibilidad perfil 3 (Figura 4-25:)

Se observan tres estructuras de interés: zona de alteración (A), fractura en el basamento

y ascenso de fluidos (B) y basamento resistivo (C). Las zonas A y C tienen influencia en

el modelo mientras que la presencia de la zona B no parece afectarlo.



4.6.4 Sensibilidad perfil 4 (Figura 4-26:)

Se observan dos zonas superpuestas: zona de alteración superficial (A) y zona de

fractura de basamento y ascenso de fluidos (B). De éstos la zona A es la que tiene

influencia sobre el modelo.



4.6.5 Sensibilidad perfil A (Figura 4-27:)

Se observan tres zonas: alteración hidrotermal (A), cambio en la geometría del

basamento (B), zona de fractura en el basamento resistivo (C). la zona A es la única que

tiene influencia clara sobre el modelo.

Figura 4-27:Zonas para el análisis de sensibilidad perfil A (W-E)


4.6.6 Sensibilidad perfil B (Figura 4-28:)

Se observan tres zonas: alteración hidrotermal y ascenso de fluidos (A), zona de

alteración (B) y posible fractura en basamento resistivo (C). Las zonas A y B tienen

influencia sobre el modelo final.

Figura 4-28: Zonas para el análisis de sensibilidad perfil B (W-E)


4.6.7 Sensibilidad perfil C (Figura 4-29)

Se observan tres zonas de interés: posible alteración hidrotermal (A y B) y, como punto de

control, basamento resistivo (C). Los tres rasgos tienen influencia sobre el modelo final.

Figura 4-29: Zonas para el análisis de sensibilidad perfil C (W-E)


4.6.8 Sensibilidad perfil D (Figura 4-30:)

Se observan cuatro zonas: alteración hidrotermal y/o presencia de fluidos salobres (A y

B), y presencia de basamento resistivo o fracturado (C y D). Solo las estructuras

superficiales tienen representatividad en el modelo final

Figura 4-30:. Zonas para el análisis de sensibilidad perfil D (W-E)


4.6.9 Sensibilidad perfil E (Figura 4-31:)

Se observan cuatro zonas: alteración hidrotermal (A), basamento resistivo (B), zona de

fractura y ascenso de fluidos (C) y posible fractura en el basamento resistivo (D). Las tres

primeras tienen claro efecto sobre el modelo final mientras que la D lo afecta

moderadamente.

Figura 4-31: Zonas para el análisis de sensibilidad perfil E (W-E)


5. Interpretación de modelos 2D

Como apoyo para la interpretación de la información de resistividad inferida, a partir de los

modelos 2D, se utilizaron datos obtenidos a partir de otros métodos geofísicos, la relación

con estructuras geológicas superficiales y herramientas de visualización 3D de los datos

generados, con el objeto de interpretar contrastes y atributos que puedan ser relacionados

con elementos de un sistema geotérmico.

5.1 Información de otros métodos geofísicos

5.1.1 Resistividad (Sondeos eléctricos verticales)

Como parte del proyecto de exploración de recursos geotérmicos adelantado por

INGEOMINAS en el área del Municipio de Paipa (Departamento de Boyacá), se

adquirieron 77 Sondeos Eléctricos Verticales (SEV) dentro del área de trabajo (Moyano,

2010, Figura 5-1)

En este trabajo se presentó una caracterización los rangos de resistividad encontrados

para cada una de las unidades geológicas presentes en el área (Tabla 5-1-1), lo cual es

de gran utilidad para el presente proyecto por cuanto se tiene un parámetro de

comparación de los resultados de los modelos MT.


Tabla 5-1: Rangos de resistividad asociados a las unidades geológicas presentes en el

área

UNIDAD GEOLOGICA CARACTERIZACION GEOELECTRICA

Formación Une (Ku)

Presenta capas de alta resistividad (mayores a 8000 .m) intercaladas con

otras de menor valor (100-200 .m) relacionables con la alternancia de

areniscas y shales descrita en la columna litológica

Formación Conejo (Kc)

Resistividad menor a 25 .m llegando hasta 4 .m en profundidad,

concordante con la predominancia de shales y posibilidad de saturación con

agua salobre en profundidad, SEV realizado en el sector de ―La Playa‖ cerca a

la piscina ―El Delfín‖.

Formación Plaeners (Kpl) Resistividad baja a media (10 a 250 .m)

Formación Los Pinos (Klp) Predominancia de resistividad baja (10-50 .m) relacionada con shales y

media (150-270 .m) con areniscas.

Formación Labor y Tierna (Klt)

Resistividad media-alta (400-600 .m) relacionada con areniscas, llegando a

ser muy alta en superficie (más de 2000 .m) por disminución en la saturación

de agua.

Formación Guaduas (KPgg) Resistividad baja predominante (menor a 50 .m) para las arcillolitas y media

(100-400 .m) para niveles más arenosos

Formación Bogotá (Pgb) Resistividad muy alta (mayor a 1500 .m) correspondiente con areniscas con

baja saturación.

Formación Tilatá (NgQt) Resistividad predominante de 20 a 100 .m (arenas-limos), puede presentar

valores hasta más de 1000 .m por presencia de conglomerados.

Ignimbritas cristalo-vìtreas Resistividad baja predominante (menor a 20 .m) con algunas capas de

resistividad media-baja (100 a 200 .m)

Miembro Vulcano sedimentario I.4 Presenta valores menores a 100 .m (arenitas-limolitas) y entre 300 a 600

.m (areniscas-conglomerados)

Caídas de ceniza Presenta variaciones desde menos de 60 .m (ceniza), hasta 100-300 .m

(lapilli)

Cuaternario Rangos de resistividad menores a 100 .m (arcilla-arena) con ocasionales

capas de 100-300 .m (arena-conglomerado).


Figura 5-1: Localización de los SEV realizados en el área de estudio (Moyano, 2013)

Del análisis realizado a partir de la información de los SEV (Tabla 5-1) se puede

evidenciar que la resistividad de las rocas arenosas con alto grado de litificación

(Formación Une) es muy alta respecto a rocas con carácter más arcilloso e inclusive

mayor que otras rocas arenosas con menor grado de compactación (Formación Arenisca

Tierna). También se estableció que los materiales que se encuentran saturados con

comparación con las demás rocas y materiales que están secos o saturados con agua

dulce.

Adicionalmente, se encontró que el método geofísico aplicado (resistividad por corriente

directa) permite determinar zonas de muy baja resistividad asociada a fluidos salobres de

alta conductividad pero no establece claramente si estos son termales o no. Lo anterior

se evidenció comparando ensayos realizados sobre sedimentos saturados con agua


salobre fría con otros realizados en una zona donde se conoce que hay fluidos salobres

de alta temperatura, entre los cuales no se establecieron diferencias de resistividad que

permitieran identificar si la fuente es caliente o no.

5.1.2 Métodos potenciales (Gravimetría y Magnetometría)

De igual manera, para el proyecto de exploración de recursos geotérmicos, se realizó un

levantamiento gravimétrico y magnetométrico terrestre con un total de 740 estaciones

distribuidas dentro del área de estudio (Vasquez, 2012, Figura 39).

Figura 5-2: Localización de estaciones de gravimetría y magnetometría (Vásquez, 2012)

Esta información fue compilada y procesada por el Servicio Geológico Colombiano

(Vásquez, 2012), proyecto del cual se tomaron los datos de anomalía completa de

Bouguer (Figura 5-3) y anomalía de campo magnético total (Figura 5-4).


Figura 5-3: Mapa de anomalía completa de Bouguer (Tomado de Vásquez, 2012).


Figura 5-4: Mapa de anomalía de campo magnético total. (Tomado de Vásquez, 2012)

A partir de la información de anomalía completa de Bouguer y anomalía de campo

magnético total, se realizó un procesamiento en el Software Oasis Montaj consistente en

la aplicación de un filtro de remoción de tendencia de tercer orden, para obtener un mapa

del componente residual de cada anomalía (Figura 5-5 y 5-6).


Figura 5-5: Componente gravimétrico residual.


Figura 5-6: Anomalía magnética residual de tercer orden

La información de las anomalías gravimétrica y magnética residuales se contrastaron con el mapa

de estructuras regionales para el área de trabajo encontrando una buena respuesta del método y

filtros aplicados respecto a las estructuras de orden regional (Fallas de Boyacá, Chivatá y

Soápaga), así como varias fracturas de escala semi-local que han sido propuestas como

potenciales controladores de la dinámica del sistema geotérmico (Figuras 5-7 y 5-8).

En estas figuras también se interpreta una estructura que no tiene expresión superficial y que se

extiende en dirección NNE-SSW entre los municipios de Toca y Paipa, la cual reviste gran

importancia por cuanto se localiza en medio de los focos volcánicos de Olitas (oriente) y el

Manzano (occidente). El aspecto más relevante de esta estructura inferida a partir de la

información de métodos potenciales, es que guarda una alta correlación con el rasgo de gradiente

marcado en la resistividad del basamento, interpretado a partir de los modelos 2D de

Magnetotelúrica (Figura 5-9), sobre el cual el análisis realizado a cada perfil no mostraba una

buena respuesta de sensibilidad del modelo en lo referente a dicha estructura.


Entonces es posible, a partir de la integración de información geológica, gravimétrica,

magnetométrica y de resistividad, dar un mayor grado de confianza a éste rasgo del basamento

en el área de estudio, toda vez que guarda coherencia con los datos de campo.

Figura 5-7: Componente residual gravimétrico sobreimpuesto al mapa de estructuras

principales para el área de estudio. Se observa la buena correspondencia entre la

distribución de las anomalías y los rasgos estructurales interpretados a partir de geología

de superficie. En línea roja discontinua se marca la zona donde se infiere la presencia de

una fractura en el basamento.


Figura 5-8: Componente residual magnético sobreimpuesto al mapa de estructuras principales para el área de estudio. Se observa correspondencia, aunque no tan clara como con el componente gravimétrico, entre la distribución de anomalías y los rasgos estructurales interpretados, entre estos, la zona de posible fractura en el basamento (línea discontinua roja).


Figura 5-9: Localización de las estaciones de MT y modelos 2D sobre el mapa residual

gravimétrico

.

5.2 Identificación de estructuras de interés geotérmico

Una vez verificada la sensibilidad de los contrastes más marcados presentes en cada uno

de los modelos 2D y su comparación con información gravimétrica, de resistividad

eléctrica y magnetométrica, se incluyó otro aspecto de soporte para la evaluación de las

características y posibles estructuras de interés geotérmico a partir de la localización de

los manantiales termales dentro del área de estudio (Figura 5-10), revisando su

asociación a planos de falla y la tendencia regional de su distribución.


Figura 5-10: Localización de fuentes termales. La escala de colores muestra los puntos más calientes en color naranja a rojo, los cuales se concentran en un eje casi NNE –SSW hacia el nor-occidente de la zona de caldera

Complementario al evidente control estructural sobre la localización de las fuentes

termales, se debe resaltar que las más calientes están localizadas fuera de lo que se ha

identificado como una caldera en el área de Olitas y concentrados hacia el norte-

occidente de ésta zona y con una tendencia lineal NNE-SSW que corresponde

cercanamente con la tendencia evidenciada con los datos geofísicos (Gravimetría,

Magnetometría y Resistividad MT).

Para la interpretación de la estructura resistiva modelada a partir de la inversión 2D de

datos MT, se debe tener en cuenta que, de acuerdo con la información de resistividad

aportada por otros métodos, y a la encontrada en el presente trabajo, se establece que las

unidades geológicas sedimentarias presentes en el área tienen resistividades inferiores a

500 ohm.m (Tabla 5-1), por lo que se espera que las tonalidades verdes hacia naranja

corresponderán a rocas sedimentarias siendo la más alta (verde) para la formación Une

(Figura 4-14) y subsiguientes) y las intermedias para las formaciones más arcillosas

(Conejo, Plaeners, Guaduas).


En este mismo orden, las resistividades más bajas (naranja-rojo) corresponderán a materiales saturados con agua salobre ó caliente (Moyano, 2010) y también a zonas de intensa alteración posiblemente por acción de fluidos calientes. Igualmente las resistividades más altas (azul-morado) constituyen la respuesta de las rocas con baja porosidad que forman el basamento de la Cordillera Oriental.

De acuerdo a lo anterior, y para orientar la visualización de los datos obtenidos, se espera que los tonos rojos y naranjas marquen zonas de alteración hidrotermal y/o presencia de fluidos salobres (calientes o no) en lo que constituiría el sello del sistema geotérmico, los tonos amarillos las unidades arcillosas que también pueden formar sellos del sistema y los tonos verdes, unidades arenosas que formarían el reservorio geotérmico. Finalmente los tonos azul-morado estarían marcando los contornos del basamento del sistema y sus discontinuidades mostrarían zonas de fractura profunda.

5.2.1 Perfil 1 (Figura 5-11)

Este perfil muestra el contorno del basamento resistivo que se ve limitado hacia el oriente por la falla de Soápaga, en donde es marcado el contraste por la presencia del domo subvolcánico de Iza y sus fuentes termales asociadas (MTP-23, hacia el SE). Hacia el área de interés se encuentra marcada la discontinuidad en el basamento en la zona que se ha propuesto a partir de datos gravimétricos como la Falla de Paipa-Toca y que muestra una conexión con las dos estructuras volcánicas de interés (Olitas y El Manzano, flechas azules) y hacia el Occidente la Falla de Chivatá que igualmente parece afectar el basamento resistivo. A nivel más superficial se observa una correspondencia entre la presencia de fallas y la distribución de resistividades asociadas a sellos geotérmicos y zonas de alteración. Una aspecto importante para resaltar es la ausencia de una estructura en el basamento relacionada con la caldera propuesta en el área de Olitas (MTP-31), sugiriendo como fuente más probable del vulcanismo, la zona de fractura de Paipa-Toca, que además estaría conectada al cuerpo de El Manzano.


Localizado un poco más hacia el norte, muestra relación entre las fallas cartografiadas en superficie, los manantiales calientes (triángulos naranja) y la presencia de resistividades bajas que pueden estar marcando el sello del sistema geotérmico.


Es el que está localizado más hacia el norte del área de trabajo, en el punto en donde se encuentran los manantiales más calientes (MTP-07) y la presencia intensa de fuentes salobres calientes y frías, así como una llanura aluvial con depósitos muy conductivos saturados de agua salobre, tal y como se reporta en el perfil entre los sondeos AMTP-02 hasta MTP-41B.


Figura 5-11: Interpretación del Perfil 1. Se marcan las fallas cartografiadas en superficie y la presencia de manantiales termales (triángulos rojos). Se marca la zona de alto gradiente sugerida como la Falla Paipa-Toca

NW SE


Figura 5-12: Interpretación del Perfil 2. Se observa correspondencia entre las estructuras geológicas y la distribución de resistividades, que sugiere control estructural sobre el ascenso de fluidos (triángulos rojos) y zonas de alteración.

NW SE


Figura 5-13: Interpretación del Perfil 3. Se observa control estructural sobre la zona de alteración, entre las fallas El Hornito y Batán, así como la presencia de manantiales calientes asociados (triángulo rojo).

NW SE



Este perfil se localiza al extremo sur del área de estudio, no muestra resistividades asociadas

a alteración hidrotermal o fluidos calientes/salobres por lo que podría localizarse fuera del

sistema hidrotermal y constituiría el límite sur del mismo. En la estructura del basamento se

sigue encontrando la respuesta asociada a la falla Paipa-Toca.

Figura 5-14: Interpretación del Perfil 4. Se observa el alto gradiente sugerido como la Falla Paipa-Toca y no se evidencian resistividades bajas relacionables a alteración hidrotermal ni presencia de fluidos calientes.

5.2.5 Perfil A (Figura 5-15)

Localizado en el centro del área de estudio, muestra hacia el W la estructura resistiva del

basamento asociada a la falla Paipa-Toca, la distribución de resistividades relacionadas a

sellos del sistema geotérmico y zonas de alteración así como su relación con los planos

de falla. Hacia el centro del perfil (MTP-00), que corresponde a la zona de la caldera de

Olitas, no se encuentra una fractura del basamento que sustente el ascenso de fluidos o

magma directamente bajo la zona del volcán, pero se encuentra una depresión en el

basamento que pudiera sustentar el emplazamiento de estos depósitos volcánicos con

cierto control estructural.

NW SE


Figura 5-15: Interpretación del Perfil A. Se observa una depresión en el basamento hacia el área de la caldera de Olitas (flecha roja)

<Caldera Olitas>

W E


5.2.6 Perfil B (Figura 5-16)

Figura 5-16: Interpretación del Perfil B. Se observa control estructural sobre las zonas de baja resistividad asociadas a zonas de alteración hidrotermal o sello del sistema geotérmico y control sobre las fuentes termales (triángulo rojo).

Localizado al norte del perfil A, pasa sobre el área de El Manzano (MTP-40), en donde se

ve una amplia zona de baja resistividad asociada a alteración hidrotermal correlacionada

con los datos geológicos de superficie y una zona de iguales características hacia el

centro en la zona de influencia de las fallas El Bizcocho y El Batán, en donde además se

encuentran algunos de los manantiales más calientes de toda el área de estudio. A nivel

de basamento se evidencia la presencia de la falla Paipa-Toca.

5.2.7 Perfil C (Figura 5-17)

Localizado hacia el sur de Olitas, muestra la tendencia en el basamento resistivo

asociada a la Falla Paipa-Toca (extremo W) y una zona conductiva (MTP-31) reflejo de la

presencia de alteración hidrotermal asociada al emplazamiento de los domos de Olitas.

En este perfil se recalca la ausencia de una fractura en el basamento directamente bajo

el volcán, pero sí de una relación de éstos cuerpos con la falla Paipa-Toca como origen

localizado hacia el occidente.

W E


Figura 5-17: Interpretación del Perfil C. Se observa una zona de baja resistividad asociada posiblemente a los domos de Olitas (MTP-31).

5.2.8 Perfil D (Figura 5-18)

Localizado al extremo norte del área de trabajo, sobre el área de descarga de los

manantiales más calientes del área de estudio (ITP Paipa-Lanceros), muestra un alto

nivel de ruido y baja resolución en profundidad que afecta la capacidad de penetración

del método por la reducción del skin depth al tener resistividades inferiores a 1 ohm.m.

Se resalta el espesor aparente de los depósitos salobres y/o alterados el cual puede ser

superior a 500 metros y el control estructural que las fallas El Batán y El Hornito hacen

sobre la distribución de éstos. Igualmente se encuentra una importante zona de baja

resistividad asociada a la falla de Chivatá, que en este punto ya se encontraría unida a la

falla Paipa-Toca).

5.2.9 Perfil E (Figura 5-19)

Localizado al extremo sur del área de trabajo, no logra cubrir hacia el occidente el trazo

de la falla Paipa-Toca, mas sin embargo, marca claramente el trazo de la falla de

Soápaga al Oriente y muestra allí una zona de alteración (MTP-40) que estaría localizada

al norte del domo de Iza, cerca al municipio de Firavitoba.

W E W E

Interpretación de modelos 2D 81

Figura 5-18: Interpretación del Perfil D. Se observa una amplia zona de alteración y saturación con agua salobre controlada por las fallas El Hornito y El Batán, localizada en el sector del ITP y aeropuerto.

Figura 5-19: Interpretación del Perfil E. Se observa un alto gradiente en el basamento asociado con la Falla de Soápaga y zona de alteración al Oriente.

W E

W E


5.3 Visualización 3D

Con el fin de controlar la correspondencia geográfica y en profundidad entre los aspectos

resistivos de interés geotérmico encontrados en cada uno de los modelos 2D, se realizó

la exportación de los modelos 2D a archivos planos tipo xyz los cuales fueron cargados a

un software Voxler, para visualización de datos en 3D (Figura 5-7), desde el cual se

puede verificar y validar la interpretación integral del área además de incorporar otro tipo

de información (capas 2D de gravimetría) y generación de interpolaciones para hacer

vistas pseudo 3D

Figura 5-20: Montaje de modelos 2D (xyz). A partir de los modelos 2D se exportan los

valores de cada nodo del modelo en formato de posición (x,y) profundidad (z) y valor de

resistividad asociado

.

Dentro de este entorno de visualización integrado de los nueve perfiles generados, se

realizó un control de la solidez de cada modelo mediante su comparación con los

modelos adyacentes y los puntos en donde éstos se entrecruzan (Figura 5-21),

encontrando una muy buena correspondencia entre todos los modelos, lo que da un

mayor soporte a la interpretación que se hace de la información.

1 2

3

4

B

A

C

D

E

N


Figura 5-21: Visualización de modelos 2D en 3D. Se observa buena correspondencia

espacial entre los valores obtenidos de cada uno de los modelos 2D.

A partir de los datos de resistividad 2D obtenidos mediante Magnetotelúrica, se

generaron interpolaciones 3D entre los perfiles xyz para obtener un ―volumen‖ de

resistividad a partir del cual se manejan diferentes escalas y capas de visualización por

rangos de resistividades o isovalores de resistividad que resaltan los aspectos que se

proponen como respuesta de la presencia de elementos relacionados con el sistema

geotérmico, tales como las resistividades altas asociadas al basamento que permiten

suponer zonas de fractura en éste y las muy bajas asociadas a zona de alteración y sello

del sistema geotérmico (Figura 5-22).

N


Figura 5-22: Vista 3D resaltando superficies con isovalores de resistividad asociados a

sello geotérmico (menor a 10 ohm.m, rojo) y basamento (mayor a 500 ohm.m, azul)

La información de resistividad interpolada en 3D se comparó con la información

gravimétrica (Figura 5-23) y magnetométrica (Figura 5-24) mostrando los principales

trazos de falla contrastados previamente (Figuras 5-7 y 5-8). En estas figuras se puede

inferir que tanto la información gravimétrica como la magnetométrica guardan una buena

correspondencia con la información de resistividad al mostrar no solo los rasgos

estructurales marcados en superficie, sino la zona propuesta como la falla de Paipa

Toca, la cual no tiene manifestación en superficie, pero sin embargo se puede evidenciar

en los datos geofísicos por los tres métodos integrados en el presente trabajo (Figura 5-

25). De igual forma, en estas mismas figuras es posible encontrar una relación entre el

rasgo resistivo en el basamento relacionado con la caldera de Olitas y la respuesta de las

anomalías gravimétrica y magnética sobre esta misma zona.

El Manzano Olitas N


Figura 5-23: Vista 3D de los isovalores correspondientes al basamento resistivo (azul,

500 ohm.m) y el mapa de anomalía gravimétrica residual con trazos de falla interpretados

F. Paipa-Toca

Olitas

F. Soápaga


Figura 5-24: Vista 3D de los isovalores correspondientes al basamento resistivo (azul,

500 ohm.m) y el mapa de anomalía Magnetica residual con trazos de falla interpretados

Paipa-Toca

Olitas

N


Figura 5-25: Visualización 3D de isovalores del basamento resistivo (500 ohm.m) y orientación del planos de falla inferidos (Paipa-Toca). Se señala el rasgo en el basamento interpretado como una depresión bajo la zona de la caldera de Olitas.

5.4 Modelo resistivo del sistema geotérmico

A partir de la información procesada e integrada en el presente trabajo, se estructuró una

descripción del sistema geotérmico en el área de Paipa, mediante la cual se establecen

algunos aspectos de interés (Figura 5-26):

El reservorio geotérmico se establece en rocas de la Formación Une, la cual se recarga hacia el oriente del área en donde aflora en un amplio anticlinal y además se encuentra expuesto en zona de páramo.

No se identifica dentro del rango de profundidad investigado, cámara magmática o zona de fractura bajo el área de Olitas, en donde se estableció la principal actividad volcánica para la zona. Por lo anterior se considera como fuente de flujo de calor la zona de fractura hacia el Occidente identificada como Paipa-Toca.


Sobre la zona de fractura mencionada anteriormente, se encuentran las mayores evidencias, desde el punto de vista resistivo, de grandes zonas de alteración hidrotermal y materiales conductivos que constituyen el sello del sistema geotérmico.

El control estructural sobre las fuentes termales evidencia planos de debilidad en el sello del sistema que facilitan el escape de los fluidos hacia la superficie (Figura 5-27)

Figura 5-26: Visualización 3D del sistema geotérmico a partir de los datos magnetotelúricos. Se resaltan resistividades relacionadas con el sello del sistema (menor a 10 ohm.m, rojo), basamento (mayor a 500 ohm.m, azul) y reservorio geotérmico (100-400 ohm.m, verde)

Zona de recarga

(Fm. Une

Reservorio

Sello

Fuente

de

calor?

Zona de

Descarga


Figura 5-27: Vista en planta de la localización de los manantiales termales (cuadrados)

respecto al modelo geotérmico planteado.

6. Conclusiones

6.1 Conclusiones

Se realizó una modelación del sistema geotérmico de Paipa utilizando datos de

resistividad a partir de 58 estaciones de magnetotelúrica (AMT y MT), integrados con

información de resistividad eléctrica (Sondeos Eléctricos Verticales, SEV),

magnetometría y gravimetría y la información geológica disponible sobre el área de

estudio. A partir de esta información se interpretó y propuso la presencia de los

siguientes elementos del sistema geotérmico de Paipa:

El sello geotérmico, inferido a partir de la presencia de resistividades anómalamente bajas (menores a 10 ohm.m), se localiza hacia el occidente del área de Olitas y fuera de la zona marcada como el borde de la caldera del volcán de Paipa (Ingeominas, 2004).

Hacia los bordes y dentro de este sello propuesto, se localizan las principales áreas de descarga del sistema en fuentes termales (también fuera del área de Olitas) relacionadas estrechamente a fallas que indican control estructural en donde el fracturamiento favorece el escape de fluidos del reservorio a través del sello hacia la superficie.

Se propone la Formación Une como reservorio geotérmico, que aflora en el eje de una estructura anticlinal localizada hacia el oriente del área de Olitas, desde donde se recarga y almacena bajo la zona de sello hacia el occidente en el área de la zona de fractura documentada como la falla de Paipa-Toca.

La fuente de calor para el sistema geotérmico no fue plenamente identificada dentro del rango de profundidad evaluado en el presente estudio, sin embargo la información geofísica (magnetotelúrica, magnética y gravimétrica) sugiere la presencia de una estructura con orientación NNE-SSW, que está localizada entre los cuerpos de Olitas y El Manzano (Falla Paipa-Toca), que los conecta como un origen común y se propone como el posible conducto de ascenso de fluidos magmáticos hacia superficie.

Respecto a la posible extensión del sistema geotérmico, se encuentra que a la zona de alteración (sello), representada por resistividades muy bajas, es posible establecerle unos límites hacia el Occidente, Oriente y Sur del área, en donde hay control con datos de magnetotelúrica; sin embargo el sistema parece extenderse


hacia el norte, en donde la zona de alteración es amplia y no se tiene control con información de resistividad.

El comportamiento resistivo del subsuelo en el área de estudio, de acuerdo con la

información de los modelos MT y su integración con resistividades obtenidas con SEV,

muestra rasgos característicos asociables a los elementos de un sistema geotérmico,

como son la presencia de materiales de muy baja resistividad (menos de 10 ohm.m)

relacionados con zonas de alteración hidrotermal o rocas arcillolíticas que forman un

sello para el sistema, rocas con resistividades intermedias (menos de 500 ohm.m) que

forman el reservorio geotérmico y rocas de alta resistividad (mayor a 500 ohm.m) que

pueden ser relacionadas con el basamento de la cuenca sedimentaria en el cual se

propone una zona de fractura (Paipa-Toca) relacionada con gradientes fuertes de

resistividad, que pueden representar zonas de debilidad en la corteza que facilitan el

ascenso de magma y/o fluidos calientes que alimentan el sistema geotérmico.

Los datos gravimétricos muestran una alta correspondencia con la geología y estructuras

regionales del área de estudio, sugiriendo además el trazo NNE-SSW de la falla Paipa-

Toca, rasgo que en los modelos de resistividad a partir de MT también se infiere pero con

una baja sensibilidad dentro del modelo general, pero que se ve sustentada y

evidenciada mediante la integración con este método potencial.

La información magnetométrica presenta una tendencia similar y correspondencia con la

información gravimétrica y un aceptable grado de correlación con la información

estructural y de resistividad a partir de MT, como por ejemplo en la zona documentada

como Falla Paipa-Toca.

6.2 Recomendaciones

Se recomienda ampliar la zona de investigación con el método magnetotelúrico,

mediante la extensión de los modelos 2D existentes y proyección de unos nuevos hacia

el occidente, norte y sur del área de estudio, con el fin de investigar sobre la extensión de

los elementos del sistema geotérmico propuestos en el presente trabajo. Para lo anterior

se deben ubicar minuciosamente las estaciones, ya que en estas zonas hay mayor

población, presencia de una planta termoeléctrica y líneas de alta tensión asociadas.

Para la investigación de la posible fuente de calor del sistema geotérmico de Paipa, se

recomienda la realización de sondeos MT con alcance más profundo, es decir a más baja

frecuencia, para lo cual se deberán ampliar los tiempos de adquisición posiblemente a

varios días y probablemente usar equipos con un rango dinámico más apropiado para

este tipo de estudios.

Se recomienda igualmente extender el área de investigación en gravimetría y

Conclusiones y Recomendaciones 93

magnetometría mediante el levantamiento, integración de datos de otros proyectos y un

reprocesamiento de la información para generar coberturas más detalladas que permitan

una interpretación más afinada de las diferentes anomalías observadas en este trabajo.

Se deben realizar pruebas con los equipos de magnetotelúrica en lo referente a los

valores de ganancia, filtros y demás parámetros de adquisición para asegurar una buena

calidad en la señal eléctrica y magnética registrada, lo que redundará en una mejor

resolución en las bajas frecuencias, mediante tiempos relativamente cortos de

adquisición para lo anterior es muy importante obtener apoyo de la gente local para

desconectar cercas eléctricas., motobombas y demás fuentes potenciales de ruido

durante la adquisición de datos MT.

Se debe considerar la inversión 3D de datos de magnetotelúrica como alternativa para

buscar una mejor visualización del sistema.

Bibliografía

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Schlumberguer Software, WinGlink: www.slb.com/services/seismic/geophysical_processing_characterization/seismic_reservoir_characterization/electromagnetics/emsoftware/winglink.aspx

Oasis Monjtaj: www.geosoft.com

Voxler Software: www.goldensoftware.com

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http://www.goldensoftware.com/

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