Propuesta de modelo conceptual para el reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen, basado en análisis unidimensional de la técnica magnetotelúrica. Liberia, Guanacaste, Costa Rica.
.
Geól. Leonardo Solís Salguero Tesis para optar por el grado académico de licenciado en Geología Diciembre 2016 Ciudad Universitaria Rodrigo Facio. 1
UNIVERSIDAD DE COSTA RICA FACULTAD DE CIENCIAS ESCUELA CENTROAMERICA DE GEOLOGIA Propuesta de modelo conceptual para el reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen, basado en análisis unidimensional de la técnica magnetotelúrica. Liberia, Guanacaste, Costa Rica.
Tesis para optar por el grado académico de licenciado en Geología
Geól. Leonardo Solís Salguero.
Ciudad Universitaria Rodrigo Facio. 2016
DEDICATORIA
A mi padre Carlos Solís y mi madre Sara Salguero, guía y luz de mi vida. Jessica y mi hijo Sebastián, inagotables fuentes de vida e inspiración. A mis hermanos Carlos y Alex que me apoyaron a superarme contra viento y marea. Ana, Gustavo, Jennifer, Jessenia, doña Gina y doña Marielos, mi segunda familia y empuje. Isabel y Femi, madres que me enseñaron el camino.
B.B. King “Lo belleza de aprender algo, es que nadie te lo puede lo puede arrebatar.”
L.F. Solís “¿Por qué “¿Por qué limitarse cuando hay tanto por tanto por descubrir?.” descubrir?.”
iii
AGRADECIMIENTOS
A toda mi familia: mi padre Carlos Solís y mi madre Sara Salguero que siempre me han impulsado, modelos a seguir, y por quienes doy infinitas gracias a Dios de haberme puesto en su camino. A mi esposa Jessica Castro, compañera de vida y ejemplo de profesional, y que junto que junto con mi hijo Sebastián (un bebé muy bebé), me motivan a crecer, a ser mejor cada día, a nunca desfallecer. A mis hermanos Carlos y Alexander quienes también han sido apoyo incondicional y de quienes siento profundo orgullo y motivación. A mis tías Isabel y Femi de quienes aprendí y aprendí y sigo aprendiente día a día a luchar por ser mejor cada día. A don Gustavo Castro y doña Ana Calderón por ser mi segunda familia, y quienes también me han motivado a seguir creciendo en todos los ámbitos de mi vida, así como Jennifer Castro, Jessenia Castro, a doña Gina Pacheco y doña Marielos Esquivel quienes también me han apoyado día tras día. Sincero agradecimiento al Director del Centro de Servicios Recursos Geotérmicos (ICE), MBa Eddy Sánchez por su ayuda, constante guía desde que empecé en el mundo de la geotermia. Al Dr. Olman Arias y al Dr. Allan López por el aporte de su vasta experiencia y guía, imprescindibles para que esta tesis sea una realidad. A Guido Hartman quien colaboró para mejorar la calidad y consistencia de este trabajo. Al compañero Fís. Randall Guevara Betancourt, del cual aprendí mucho aprendí mucho durante su paso por el ICE. A los compañeros, Ing. Johan Valerio, Ing. César Mora, Ing. Arnoldo Vargas y Geól. Dione Barahona por su constante apoyo. Al exgerente corporativo Claudio Dittel, por sus palabras sinceras y apoyo para no descansar en búsqueda de mejorar como profesional día a día. Agradecimiento al grupo de Geofísica de San José porque sin su esfuerzo en el levantamiento de campo y pre‐procesamiento, no se hubiera alcanzado el nivel de calidad de datos en el presente trabajo. Al Instituto Costarricense de Electricidad, por permitirme labrar parte de mi crecimiento profesional a partir de años de experiencia en el manejo de datos y análisis de casos en el ámbito de la geotermia. Finalmente debo agradecer también a aquellas barreras que se me han puesto en la vida, porque gracia a ellas, he logrado saltar cada día más alto.
iv
Resumen
En el área del Proyecto Geotérmico Borinquen se realizaron 97 sondeos magnetotelúricos, los cuáles fueron procesados mediante análisis unidimensional. Para un adecuado análisis de la información resistiva aportada por estos sondeos, se elaboró un patrón estructural deducido, el cual permitió definir la presencia de 5 familias de potenciales fallas con rumbos N66W, N88W, N03W, N49E y N22W. El análisis de los tensores de direccionalidad magnética sugiere que esta dirección N22W correspondería al tensor máximo de esfuerzo horizontal (SH o σ1) para el área. La caracterización unidimensional de los sondeos, permitió definir tres capas de resistividad. Una capa delgada superficial con resistividades variables mayores a los 10 Ohm‐m, que se asocia a materiales superficiales de composición variable (lahares, suelos, etc.), correlacionables con la Formación Unidad de Productos Volcánicos recientes. Una segunda capa a la que se le denominó como Capa Sello, cuyo valores están entre 1 y 10 Ohm‐m, concordando con la base de la Formación Unidad de Productos Volcánicos recientes, principalmente con la Formación Pital (lavas con intercalaciones de tobas) y parte de la Formación Liberia (ignimbritas poco consolidadas). Y a mayor profundidad y como basamento del modelo, una tercer capa resistiva con valores superiores a 10 Ohm‐m y hasta los 180 Ohm‐m, interpretada como el sector de potencial interés para explotación geotérmica, asociándose principalmente a eventos piroclásticos biotíticos de la Formación Liberia, y a mayor profundidad a lavas y tobas del Grupo Bagaces. Esta tercera capa tendría un espesor mínimo aproximado de 1,5Km. Otros análisis realizados a los sondeos magnetotelúricos facilitaron delimitar tanto el contorno de la Capa Sello, como ubicar posibles zonas de fallas, y determinar la presencia de intrusiones magmáticas de carácter hipoabisal (diques de alimentación y/o en anillo, y sills).La Capa sello a su vez mostró el posible límite periférico lateral del actual reservorio. Partiendo del espesor mínimo 1,5 km indicado para la tercera capa (denominada reservorio), y utilizando la fórmula del volumen de un cilindro, el reservorio presentaría un volumen mínimo aproximado de 29,4km3. Por otra parte, los análisis realizados a la Capa Sello mostraron que conforme se desarrolla hacia el Este del área, la misma se vuelve más somera y de menor espesor; mientras que fuertes alineamientos determinados en la misma, mantuvieron consistencia con los rumbos obtenidos del análisis del patrón estructural deducido. Específicamente el piso de la Capa Sello muestra que conforme se desplaza hacia el W, estos alineamientos siguen patrones sigmoidales (o patrones tipo gouge), cuya orientación concuerda con zonas deformadas por transpresión dextral (cuencas tipo push ‐up o pop‐up dextrales).
v
Del patrón estructural deducido, las fallas determinadas en el rumbo N22W facilitaron definir bloques o compartimientos separados dentro del mismo reservorio por la separación de la Capa Sello en gradas hacia el SW. El modelo conceptual del reservorio contempla 3 potenciales fuentes de calor: una cámara magmática colapsada, la cual restringe el calor del reservorio, y culmina con la caída de la capa sello como se indicó para los perfiles magnetotelúricos. La presencia de intrusiones tipo diques y sills, mostrados en los alrededores del PGB‐01, y principalmente hacia el Este del mismo pozo, cuya influencia es evidente en fuertes variaciones en la morfología principalmente del piso de la Capa Sello. Y como tercer fuente, la influencia de calor proveniente de la nueva cámara magmática que alimenta el actual volcán Rincón de la Vieja, misma que impide una caída del piso de la Capa Sello hacia el sector Este del reservorio. De la evaluación de permeabilidad a las fallas deducidas, se considera en orden de mayor a menor grado de permeabilidad: FGB 3, FGB 4 y FGB 1; en tanto que las familias FGB 2 y FGB 5 corresponderían más bien a límites de permeabilidad. Por último y acorde a una topografía descendente en el área del Proyecto hacia los sectores Oeste, y Sur del área analizada; la ubicación de las fuentes de calor, así como las características de permeabilidad de las fallas, se deduce un patrón de migración de fluidos en sentido SE‐NW y S‐N, y en menor grado en dirección E‐W y NE‐SW.
Palabras clave: Borinquen, Caldera, Capa sello, Colapso, Costa Rica, Dextral, Fluidos, Geofísica, Geotermia, Magnetotelúrica, Migración, Reservorio, Tectónica, Transpresiva. vi
1.
2.
Introducción ...................................................................................................................1 ...................................................................................................................1 1.1.
Justificación.............................................................................................................. Justificación ..............................................................................................................1 1
1.2.
Objetivo General...................................................................................................... General ......................................................................................................2 2
1.3.
Objetivos específicos ............................................................................................... ...............................................................................................2 2
1.4.
Ubicación .................................................................................................................2 .................................................................................................................2
1.5.
Metodología............................................................................................................. Metodología.............................................................................................................3 3
Marco Teórico................................................................................................................. Teórico.................................................................................................................5 5 2.1.
Geotermia ................................................................................................................5 ................................................................................................................5
2.2.
Energía Geotérmica ................................................................................................. .................................................................................................5 5
2.3.
Recursos Geotérmicos ............................................................................................. .............................................................................................6 6
2.4.
Explotación de los recursos geotérmicos en Costa Rica.......................................... Rica ..........................................7 7
2.5.
Modelos conceptuales en Geotermia.................................................................... Geotermia....................................................................10 10
2.6. Condiciones requeridas para la formación de reservorios geotérmicos en ambiente volcánico continental. ...................................................................................................... ......................................................................................................12 12 2.6.1.
Localización del contexto tectónico que facilita el vulcanismo continental.. continental. . 13
2.6.2.
Magmas: génesis, evolución, mecanismos de migración y emplazamiento.. emplazamiento.. 18
2.6.3.
La cámara magmática y sus características.................................................... características ....................................................21 21
2.6.4.
Formación y geometría de las cámaras magmáticas .....................................22 ..................................... 22
2.6.5.
Mecanismos de disparo de eventos volcánicos ............................................. .............................................27 27
2.6.6. Calderas de colapso (reservorios geotérmicos en áreas volcánicas continentales)............................................................................................................... continentales) ...............................................................................................................33 33 2.6.7.
Procesos para la formación de calderas de colapso ......................................34 ...................................... 34
2.6.8. Geometría de los reservorios formados a partir de calderas: elementos estructurales................................................................................................................. estructurales .................................................................................................................39 39 2.6.9. 2.6.10.
Comportamiento termomecánico de los reservorios ....................................44 .................................... 44 Rutas de migración de fluidos en el reservorio .......................................... ..........................................48 48
2.6.11. Origen de fluidos hidrotermales y mineralogía de alteración de reservorios geotérmicos asociados a ambientes volcánicos........................................................... volcánicos...........................................................56 56 2.7.
Magnetotelúrica (MT) como técnica geofísica para reconocer reservorios ......... 61
2.7.1.
El método de la Magnetotelúrica................................................................... Magnetotelúrica ...................................................................61 61 vii
3.
4.
2.7.2.
Base teórica del método Magnetotelúrico (MT)............................................ (MT) ............................................63 63
2.7.3.
Tensor de Impedancia .................................................................................... ....................................................................................65 65
2.7.4.
Profundidad de investigación (Skin depth) .................................................... ....................................................67 67
2.7.5.
Configuración de equipo y respuestas ........................................................... ...........................................................68 68
2.7.6.
Corrección estática (Static Shift) .................................................................... ....................................................................70 70
2.7.7.
Procesamiento e interpretación de sondeos magnetotelúricos.................... magnetotelúricos ....................74 74
2.7.7.1.
Dimensionalidad...................................................................................... Dimensionalidad......................................................................................74 74
2.7.7.2.
Modo Invariante...................................................................................... Invariante ......................................................................................75 75
2.7.7.3.
Direccionalidad (strike geoeléctrico) ...................................................... ......................................................77 77
2.7.7.4.
Inversión unidimensional conjunta de sondeos MT y TEM ....................79 .................... 79
2.7.7.5.
Transformada de Bostick......................................................................... Bostick.........................................................................80 80
2.7.7.6.
Algoritmo de Occam................................................................................ Occam................................................................................81 81
Estudios Previos............................................................................................................ Previos ............................................................................................................83 83 3.1.
Tectónica Centroamérica....................................................................................... Centroamérica .......................................................................................83 83
3.2.
Tectónica de Costa Rica ......................................................................................... .........................................................................................84 84
3.3.
Geología Local ........................................................................................................87 ........................................................................................................87 3.3.1.
Formación Bagaces ..................................................................................... .....................................................................................89 89
3.3.2.
Formación Liberia ....................................................................................... .......................................................................................89 89
3.3.3.
Formación Pital. .......................................................................................... ..........................................................................................89 89
3.3.4.
Domos Dacíticos.......................................................................................... Dacíticos..........................................................................................90 90
3.3.5.
Depósitos indiferenciados del volcán Rincón de la Vieja (UPRV) ............... 90
Análisis y discusión .......................................................................................................93 .......................................................................................................93 4.1.
Muestreo y equipo................................................................................................. equipo.................................................................................................93 93
4.2.
Procesamiento .......................................................................................................95 .......................................................................................................95 4.2.1.
Corrección estática ..................................................................................... .....................................................................................97 97
4.3.
Direccionalidad magnética (strike direction)......................................................... direction) .........................................................99 99
4.4.
Patrón estructural deducido a partir de alineamientos de ríos y quebradas...... quebradas...... 102
4.5.
Diagramas de rosas.............................................................................................. rosas ..............................................................................................106 106
4.6.
Análisis unidimensional de sondeos magnetotelúricos....................................... magnetotelúricos.......................................113 113
4.7.
Perfiles magnetolúricos ...................................................................................... ......................................................................................114 114
4.8.
Límite del reservorio ............................................................................................ ............................................................................................122 122 viii
4.9.
5.
4.10.
Fuente de calor................................................................................................. calor.................................................................................................132 132
4.11.
Movimiento de los fluidos................................................................................ fluidos................................................................................136 136
Conclusiones y recomendaciones .............................................................................. ..............................................................................142 142 5.1.
6.
Capa sello .............................................................................................................124 .............................................................................................................124
Recomendaciones................................................................................................ Recomendaciones ................................................................................................145 145
Referencias .................................................................................................................146 .................................................................................................................146
ix
Figura 1. Mapa de ubicación en coordenadas CRTM05, para la zona de estudio. El recuadro corresponde al área analizada en detalle. Los caminos se señalan en rojo, en tanto que los pozos corresponden a los triángulos invertidos color magenta. En verde al Este, límite del Parque Nacional Rincón de la Vieja, y en verde claro, Sector de Mundo Nuevo perteneciente a una ONG............................................................................................................................... ONG...............................................................................................................................3 3 Figura 2. Esquema de distribución de las diferentes capas que componen la Tierra. Mecanismos de transferencia de calor por convección y conducción térmica desde el interior hasta la superficie, permiten la liberación de energía geotérmica hacia la corteza exterior. Modificada de Jacobsen (2014). .............................................................................. ..............................................................................6 6 Figura 3. Imagen que muestra los actuales desarrollos geotérmicos del país, y el sitio de potencial expansión Poco Sol. Tomado de ICE (2015). .......................................................... ..........................................................9 9 Figura 4. Perfil de modelo conceptual de un reservorio geotérmico oculto de 200°C con isotermas, zonas de alteración y estructuras. Modificado de Cumming (2009). ................ 12 Figura 5. Diagrama esquemático de desenganche, donde la dinámica oblicua entre dos grandes bloques corticales, cuya dirección de esfuerzo principal está indicada en flechas azules (σ1 (A)), es subdividida en dos cinturones subparalelos de dinámica distinta. La transpresión dextral a lo largo de la zona deformada (bloque verde) es dividida en un cinturón plegado por empuje con un límite perpendicular contrario a la dirección de choque (B), y un límite paralelo de componente dextral (C). Tomada de Maher (s.f.). ...................13 ................... 13 Figura 6. Sección esquemática de una zona de subducción. El campo de desplazamiento (flechas) y la deformación volumétrica (áreas de color rojo para expansión volumétrica, áreas azules para contracción volumétrica) asociada a sismos de mega empuje. Los sistemas volcánicos están asociados a estos sectores de gran deformación y expansión volumétrica. Modificado de Walter & Amelung (2007). ........................................................................... ...........................................................................14 14 Figura 7. Ejemplo del modelo de localización de cuencas pull apart y push up a lo largo de la falla Sumatra y magmatismo asociado. (A) Modelo esquemático con perfil a lo largo de la falla Sumatra mostrando la distribución a profundidad de la transición dúctil‐rígida. (B) Modelo esquemático en planta de la segmentación y proceso de evolución de la falla Sumatra con oblicuidad incrementándose por subducción. Modificado de Muraoka et al. (2010).................................................................................................................................... (2010)....................................................................................................................................15 15 Figura 8. Esquema de la hipotético de formación de la caldera de Isla Deception. Modificado de Lopes et al. (2014). ..........................................................................................................16 ..........................................................................................................16 Figura 9. La rápida tasa de convergencia (≈9 cm/año) de la placa Cocos y la placa Caribe es la causante de frecuentes sismos (
Figura 10. Esquema que muestra los diferentes tipos de emplazamientos magmáticos que se pueden tener a partir de las profundidades de la zona de subducción y hasta la superficie continental. Modificado de Burchardt (2009)...................................................................... (2009)......................................................................20 20 Figura 11. Ilustración esquemática de un edificio volcánico, acá un estratovolcán. La cámara magmática actúa como un reservorio de magma de una zona de acumulación magmática más profunda (aquí referida como reservorio) y una serie de láminas inclinadas, sills y diques (incluidos los diques de alimentación). Muchos de los diques son detenidos, algunas se curvan hasta convertirse en sills. El volcán se yergue en forma de cono porque el magma es conducido por medio de canales en un área limitada en la superficie. Modificado de Gudmundsson (2012). ..........................................................................................................21 ..........................................................................................................21 Figura 12. Ilustración esquemática de la formación de una cámara magmática generada a partir de la inyección de sills. (a) Un sill se forma en el contacto entre capas de roca de mecánica disimilar. (b) Una inyección consecutiva de diques es atrapada y sus magmas son parcialmente absorbidos por el sill original. (c) El grupo de sills se expande y (d) forma una cámara magmática con forma de sill que suple magma a un volcán. Modificado de Gudmundsson (2012). ..........................................................................................................23 ..........................................................................................................23 Figura 13. Evolución de una zona de fracturamiento continental basado en la comparación de modelación con la zona de fracturamiento de Etiopía. Muestra cómo estas zonas de ruptura por desplazamiento de rumbo o cuencas activas, se convierten en un sitio idóneo para el ascenso magmático y la formación de ejes volcánicos. Modificada de Corti (2012). ..............................................................................................................................................24 ..............................................................................................................................................24 Figura 14. Modelo esquemático de varias posibles formas de cámara magmáticas. (a) Cámaras magmáticas con bordes irregulares (superficies) son térmica y mecánicamente inestables y tienden a suavizar sus irregularidades. (b) Cámara alargadas elipsoidalmente pueden existir debajo de edificios volcánicos, particularmente con conos angostos y de paredes muy empinadas. (c) Cámaras esféricas pueden ser muy comunes, particularmente en etapas tardías. Muchas cámaras de este tipo generan un enjambre de capas inclinadas. (d) Cámaras magmáticas aplastadas o en forma de sill son presumiblemente la geometría más común. Modificado de Gudmundsson (2012). ............................................................. .............................................................25 25 Figura 15. Los sectores o compartimientos de la cámara magmática pueden ser generados a través de fallamiento, por ejemplo la formación de (aquí anidadas) (aquí anidadas) calderas de colapso. El flujo magmático entre los compartimientos 1 y 5, y 2 y 4 es poco probable sin partimos de que el magma debería migrar primer a través del compartimiento 3. Las diferencias de densidad entre el magma en la parte superior de la cámara y su parte inferior hacen que dicha migración sea poco probable. De la misma forma, el flujo entre los compartimientos 1 y 2, y 5 y 4 es probablemente mínimo, si es que hay. El magma en cada compartimiento por lo tanto, por algún tiempo por lo menos, evolucionará fuertemente independiente de los magmas de los demás compartimientos. Modificado de Gudmundsson (2012)........... (2012). .......... 26 Figura 16. Esquema de erupción generada por mezcla de magmas máficos y silíceos en la cámara magmática. Modificado de Eichelberger (2010). .................................................... ....................................................27 27 xi
Figura 17. Esquema de erupción disparada por un sismo. Tomada de Walter & Amelung (2007).................................................................................................................................... (2007)....................................................................................................................................28 28 Figura 18. Esquema de erupción disparada por descompresión magmática. Modificado de ESRF/Hawtin (2014).............................................................................................................. (2014). .............................................................................................................28 28 Figura 19. A: emplazamiento de un domo bajo un glaciar. B: derretimiento del glaciar y crecimiento del domo con emisión de vapor. C: derretimiento fuerte del glaciar y colapso del domo con erupción. Modificado de Capra et al. (2015). ............................................... ...............................................29 29 Figura 20. Erupción originada ante un deslizamiento de uno de los flancos del volcán Santa Elena, EEUU. Modificado de Moore & Albee (1981)............................................................ (1981). ...........................................................30 30 Figura 21. Erupción generada por liberación de gases. Modificado de Cashman & Sparks (2013).................................................................................................................................... (2013)....................................................................................................................................31 31 Figura 22. Erupción generada por liberación de gases. Modificado de Wohletz & Heiken (1992).................................................................................................................................... (1992)....................................................................................................................................31 31 Figura 23. Ejemplo de caldera de colapso: Imagen batimétrica de Crater Lake, Oregon. Modificado de Klimasauskas (2002)..................................................................................... (2002). ....................................................................................33 33 Figura 24. Etapa 1: Tumescencia regional. Tomado de Morton (2010)............................... (2010). ..............................34 34 Figura 25. Etapa 2: Erupción ignimbrítica. Modificado de Morton (2010). .........................35 ......................... 35 Figura 26. Etapa 3: Colapso de la caldera. Tomado de Morton (2010)................................ (2010)................................35 35 Figura 27. Etapa 4: Pre‐resurgencia volcánica/sedimentación. Tomado de Morton (2010). ..............................................................................................................................................36 ..............................................................................................................................................36 Figura 28. Etapa 5: Resurgencia tipo domo. Tomado de Morton (2010). ...........................37 ........................... 37 Figura 29. Etapa 7: Actividad final fumarólica y nacientes termales. Tomado de Morton (2010).................................................................................................................................... (2010)....................................................................................................................................37 37 Figura 30. Escenarios de ruptura por colapso variando geometrías de la cámara magmática, en este caso sin sufrir deformación regional tectónica. Dependiendo de la geometría la cámara puede no colapsar como en el caso de 2R/H= 1 (cámara magmática de poca extensión lateral), colapsar parcialmente como el caso 2R /H = 2.4, puede colapsar completamente, 2R/H= 5, o incluso en cámaras muy grandes, generar múltiples estructuras de colapso concéntricas, 2R/H= 15. 2R: tamaño horizontal de la caldera y H: espesor de la cámara magmática sobre presurizada y d: profundidad de la cámara magmática. Modificado de Burov & Guillou‐Frottier (1999). ..................................................................................... .....................................................................................38 38 Figura 31. Modificado de Lipman (1997). ............................................................................ ............................................................................39 39 Figura 32. Modificado de Lipman (1997). ............................................................................ ............................................................................40 40 Figura 33. Modificado de Lipman (1997). ............................................................................ ............................................................................41 41 Figura 34. Modificado de Lipman (1997). ............................................................................ ............................................................................42 42 Figura 35. Modificado de Lipman (1997). ............................................................................ ............................................................................43 43 Figura 36. Modificado de Lipman (1997). ............................................................................ ............................................................................44 44 Figura 37. Diagrama de modelo termal usado para investigar los efectos de la refracción calórica en medios caldéricos. En dicho modelo se observa como la zona de reservorio y la zona de falla tienen coeficientes distintos, y fuera del reservorio, en la roca caja su conducción térmica tiende a infinito. Modificado de Burov & Guillou‐Frottier (1999)...... (1999)...... 45 xii
Figura 38. (a) Conductividades térmicas de las rocas presentes en calderas (de Clauser & Huenges, 1995). (b) Rocas ricas en sílice presentes en los bordes de fallas caldéricas son buenos materiales conductores térmicos, en tanto que tobas (y tobitas) son malos conductores térmicos. Modificado de Burov & Guillou‐Frottier (1999).............................. (1999). .............................46 46 Figura 39. Campo térmico dentro y en las periferias de una caldera para dos casos. A la izquierda, los resultados para una falla sin espesor; a la derecha, resultados para una falla con ancho fw=0.1 para enfatizar la anomalía térmica. Las isotermas se levantan por el efecto de asilamiento de las ignimbritas. El flujo de calor f es continuo a través de las discontinuidades verticales, contrario al gradiente de temperatura horizontal g. Cuando no hay ancho, el gradiente de la temperatura cerca de la falla muestra una variación pequeña conforme se incrementa la profundidad, en contraste al caso de la derecha. Para grandes espesores, las variaciones de G y F respecto a la profundidad muestran que el ancho de la falla cuenta para la transferencia lateral de calor de las ignimbritas a la roca caja. La superficie (z=0) las anomalías G0 y F0, sin efectos notables (el calor muestra un pico sobre la falla conductora). Modificado de Burov & Guillou‐Frottier (1999).................................. (1999). .................................47 47 Figura 40. Imagen que muestra las características estructurales idóneas para sistemas geotermales de la región del Great Basin. A. Fallas normales principales. B. Inflexión en una falla normal principal. C. Terminación de falla o terminación o terminaciones, también llamada cola de caballo. D. Falla escalonada o con ruptura en escalones abierta por fallas conectadas menores. E. Intersección de falla. F. Zona de reacomodo, consiste en un corredor enrejado opuesto al buzamiento de las fallas normales. G. Zona de transferencia por desplazamiento, donde una falla principal de cizalle termina en un arreglo de fallas normales. G. Pull‐apart transtensional en una zona de cizalle. Modificado de Faulds & Hinz (2015).................................................................................................................................... (2015)....................................................................................................................................48 48 Figura 41. En tanto no haya grupos de fracturas interconectadas entre dos sitios A y B en un reservorio fracturado (superior izquierdo) la permeabilidad será baja. Tan pronto existe ese sistema de fracturas (superior derecha), la permeabilidad del reservorio incrementa rápidamente (inferior): se alcanza el umbral de percolación. Modificado de Sonja et al. (2007; modificado de Stauffer & Aharony, 1994). ............................................................... ...............................................................50 50 Figura 42. Fracturas en forma de T pueden ser resultado donde la hidrofracturación topa con una discontinuidad horizontal débil, acá el contacto inferior entre los estratos A y B. Modificado de Gudmundsson et al. (2002).......................................................................... (2002). .........................................................................51 51 Figura 43. Las unidades principales hidrogeológicas de una zona de falla son la zona dañada y el núcleo. El desplazamiento de la falla es principalmente a lo largo del núcleo, o sus contactos en la zona dañada. El transporte de fluidos a lo largo del núcleo es mejor modelada como un flujo en un medio poroso, excepto durante fallamiento sismogénico cuando debería modelarse como un medio fracturado. Gudmundsson et al. (2001). Por el contrario, el flujo por la zona daña es mejor modelado como un flujo a través de un medio fracturado. Gudmundsson et al. (2002). Modificado de Torti et al. (2003)......................... (2003)......................... 52 Figura 44. Procesos responsables de la creación de daños externos a las zona de falla resultando en zonas dañadas (a partir de). El daño en la figura muestra como modelo I xiii
fracturas que rodean la falla. Los modelos a la izquierda de cada muestran el estado inicial, en tanto que las de la derecha muestran el estado evolucionado. (a) Muestra daño a partir de la coalescencia de microfracturas; (b) muestra daño a partir de la unión de estructuras; (c) presenta el daño a partir del crecimiento de una fractura que involucra una “zona procesada”; (e) presenta daño de una fractura co‐sísimica, donde vr es la velocidad de ruptura y (f) muestra como una combinación de todas estas puede producir un patrón complejo de zonas dañadas que rodean el núcleo de la falla. Basado en Mitchel & Faulkner (2009), Wilson et al. (2003), y Blenkinsop (2008). Modificado de Faulkner et al. (2010). .. 53 Figura 45. Diagrama conceptual mostrando la relación entre sismicidad (tanto grandes como sismos menores), y la activación de segmentos de falla y fallas de desplazamiento mayor dentro de un marco de enrejado de fallas. Modificado de Rahiman & Pettinga (2009). ..............................................................................................................................................54 ..............................................................................................................................................54 Figura 46. Imagen que muestra (A) La evolución estructural previo a la formación del volcán Aluto (Etiopía), (B) El desarrollo de la caldera de colapso, y (C) el estadío post colapso y la migración de fluidos por contactos estratigráficos y principalmente por estructuras vulcano‐ tectónicas. Modificado de Hutchison et al. (2015). ............................................................. .............................................................55 55 Figura 47. Perfil esquemático ilustrando las características geológicas e hidrológicas de los depósitos de cuarzo‐(caolinita)‐alunita y adularia‐sericita. Las características mostradas evolucionan con el tiempo; y no necesariamente se dan al mismo tiempo. Ambientes locales de depósitos de baja sulfuración incluyen: (A) fallas que limitan cuencas (B) mineral diseminado en las rocas sedimentarias (C) filones o vetas de desgasificación, ricos en CO2, bajo contenido de sulfuro, sistemas de baja sulfuración; (E) pórfido asociada a filón tipo stockwork, etapas ricas en sulfuro (sulfuración intermedia), etapas pobres en sulfuros y (H) reemplazo diseminado asociado a los depósitos de tipo pórfido y depósitos tipo stockwork, incluye agua de mar: sulfuros. Ejemplos de entornos de alta sulfuración incluyen: (D y G) alteración argílica avanzada por calentamiento de vapor (cuarzo‐caolinita‐alunita); (F) magmático‐hidrotermal, cuarzo en oquedades por alta sulfuración (± aluminosilicatos, corindón, alunita). El fluido se desplaza paralelo a las isotermas. Zonas de flujo ascendente se muestran esquemáticamente mediante isotermas con flechas. La desgasificación volcánica se refiere a la desgasificación magmática impulsada por despresurización durante el emplazamiento (“primera ebullición”). La desgasificación no volcánica se refiere a la exsolución de vapor durante la cristalización (“segunda ebullición”). El SO2 se inestabilidad a H2S y H2S04 durante el ascenso por debajo del medio ambiente (F). Nótese que la circulación libre ocurre sólo en la corteza arriba de los 400°C. Modificado de Taylor (1996). ..............................................................................................................................................58 ..............................................................................................................................................58 Figura 48. Modelo conceptual de un sistema geotérmico genérico con surgencia a >300°C entrando a un reservorio fracturado >250°C aislado mediante una zona de arcillas tipo esmectita (amarillo). Modificado de Cumming & Mackie (2010). .......................................59 ....................................... 59 Figura 49. Imagen esquemática de un campo geotérmico en una caldera colapsada. Como se observa, cuando el reservorio está formado, el sellamiento inferior por se da por materiales de baja permeabilidad de la roca caja, cercanos a la fuente de calor, lateralmente xiv
por la presencia de diques en anillo con presencia de coignimbritas (mega brechas) o lavas que pueden llegar a formar domos, y finalmente en la parte superior, por la presencia de la capa sello (arcillas de esmectita y transición esmectita‐ilita). Todo lo anterior además de la presión y temperatura, impiden el ingreso natural de agua superficial. Por ende la sostenibilidad del yacimiento recae en realizar una adecuada política de reinyección. Modificado de Dwi (2011). ................................................................................................... ...................................................................................................60 60 Figura 50. Estructura resistiva general de las áreas de alta temperatura en Islandia. Modificado de Flóvenz et al. (2012). .................................................................................... ....................................................................................62 62 Figura 51. a) Modelo conceptual simple de un sistema geotérmico. Basado en Pellerin et al. (1996), Ussher et al. (2000) y Anderson et al. (2000). b) Ejemplo de típico sondeo MT (resistividad aparente y respuesta de la fase) registrada del sistema geotérmico Menengai (Kenia). Modificado de Armadillo et al. (2015). ................................................................... ...................................................................62 62 Figura 52. Partículas cargadas provenientes del Sol interactúan con la magnetósfera de la Tierra generando perturbaciones y emisión de campos EM hacia el interior de esta última. Modificado de Agung & Raharjo (2015, modificado de www.wikipedia.org/wiki/file:magnetosphere_rendition.jpg). ............................................ ............................................64 64 Figura 53. Espectro de frecuencia y ámbito de investigación de diversas técnicas electromagnéticas. Modificado de Milligan & Thiel (s.f). .................................................... ....................................................64 64 Figura 54. Detección de la impedancia (resistencia al paso de la corriente alterna). Una onda EM que incide verticalmente, interactúa con la Tierra a través de la impedancia de la formación, Z. EL valor de Z puede ser determinado mediante la medición del campo eléctrico horizontal, E, y del campo magnético, H, en la superficie. La resistividad aparente, ρa, es la resistividad total de las capas de la formación por debajo de la antena dipolar eléctrica y de las bobinas del magnetómetro multisensor (amarillo). En el caso mostrado, E y H están en fase (onda plana, misma fase y magnitud). Tomado de Brady et al. (2009)... (2009)... 65 Figura 55. Polarización en modos TE y TM de los campos E y B para una estructura bidimensional. La resistividad aparente ρa y la fase ɸ de las curvas del sondeo para perfiles virtuales a lo largo del eje y, cruzando lateralmente el contraste de conductividad, se muestran. Son las resistividades de los medios bloques, j bloques, j denota la densidad de corriente, E y B son los campos eléctrico y magnético respectivamente. Modificado de Hoffmann (2002).................................................................................................................................... (2002)....................................................................................................................................67 67 Figura 56. Skin Depth o Penetración de las ondas EM dependiendo de la resistividad del medio. Un campo electromagnético descendente (curva azul) que sale de un medio altamente resistivo, tal como el aire, comienza a decaer cuando ingresa a un medio más conductivo, tal como la roca. Las ondas de frecuencia más baja se propagan a mayor distancia que las ondas de frecuencia más alta (centro a la izquierda y centro a la derecha respectivamente), y las ondas se propagan a mayor distancia en los medios menos conductivos (derecha). La amplitud posee un decaimiento exponencial (rojo), que es una función de la conductividad eléctrica del medio, σ, y de la frecuencia, Ohm. La profundidad de penetración es la distancia en la que la amplitud ha decaído hasta alcanzar 1/e del valor incidente. La onda en el medio conductivo también experimenta un retardo gradual en la xv
fase. Dado que el cambio de fase es difícil de visualizar en este ejemplo, una ilustración (extremo izquierdo) muestra además una onda atenuada sin el cambio de fase. Tomado de Brady et al. (2009). ...............................................................................................................67 ...............................................................................................................67 Figura 57. Penetración de las ondas EM dependiendo de la resistividad del medio. Modificado de Milligan & Thiel (s.f). .................................................................................... ....................................................................................68 68 Figura 58. Cinco componentes (Hx, Hy, Hz y Ex y Ey) de las corrientes electromagnéticas son medidas como series de tiempo. La adquisición puede tomar desde 10 minutos hasta varios años dependiendo de la naturaleza de la investigación. Modificado de Smirnov et al. (2008). ..............................................................................................................................................68 ..............................................................................................................................................68 Figura 59. Ejemplo de series de tiempo de un sondeo magnetotelúrico mostrando los 3 canales magnéticos y los 2 canales telúricos. Modificado de Oskooi (2006). .....................69 ..................... 69 Figura 60. Resistividades aparentes y fases obtenidas del procesamiento de las series de tiempo. Modificado de Oskooi (2006).................................................................................. (2006)..................................................................................69 69 Figura 61. Distorsión del campo eléctrico por cambio topográfico (izquierda), y efecto de distorsión de la corriente por canalización (derecha), ambos efectos generando corrimiento. Tomado de Arnason (2015)............................................................................. (2015). ............................................................................70 70 Figura 62. Configuración y resultados de estación MT. La resistividad aparente e inversión de las curvas muestra corrimiento estático y distorsión 2D/3D. Modificado de Cumming & Mackie (2010). ......................................................................................................................71 ......................................................................................................................71 Figura 63. Descripción esquemática de un donde TEM con lazo central y respuestas de voltaje en el tiempo conforme de enciende y apaga la corriente en la bobina externa. Modificado de Arnason (2015)............................................................................................. (2015). ............................................................................................72 72 Figura 64. Inducción electromagnética generada por un sondeo TEM de lazo excéntrico. Modificado de Grandis (2010).............................................................................................. (2010). .............................................................................................72 72 Figura 65. Estación TEM y resultados de resistividades aparentes vs tiempo y resistividades vs profundidad. El TEM no sufre distorsión estática, pero su resolución para el reservorio no es buena, por lo cual para geotermia, sólo puede usarse este método para realizar la corrección del corrimiento estático del MT. Modificado de Cumming & Mackie (2010).... (2010).... 73 Figura 66. Comparación de la respuesta de los Modelos TE y TM, representados como resistividades aparentes. Tomado de Berbesi (2005). ......................................................... .........................................................74 74 Figura 67. Imagen que muestra las posibles variantes dimensionales resistivas de los medios. En medios 2D puede escogerse el análisis en modo TE o TM (transversal eléctrico o transversal magnético). Modificado de Milligan & Thiel (s.f). ............................................. .............................................75 75 Figura 68. Variación de las resistividades aparentes (OHMm) y fases por polarización E (_ _ (_ _ _), polarización H (_ . _ . _) y el “invariante” (. . . . . ), para los sitios A y B. Modificado de Ingham (1988)....................................................................................................................... (1988).......................................................................................................................76 76 Figura 69. Ejemplo de variación en la distribución del rumbo geoeléctrico (strike direction) dentro dentro y cerca de los bordes de la Caldera de las Cañadas (Tenerife, España) para la máxima fase anisotrópica. La ambigüedad de 90° está indicada por las líneas menores. Las mayores proporcionales a la fase anisotrópica; mínimo = 0.9° y máxima = 16.6°. Modificado de Coppo et al. (2008). .........................................................................................................78 .........................................................................................................78 xvi
Figura 70. Modelo de corte de rocas superficiales frágiles sobre un basamento semi‐dúctil sometido a un régimen transcurrente (movimiento dextral en este caso). A partir de Wise et al (1985). Tomado de Cianfarra & Salvini (2015). ............................................................ ............................................................79 79 Figura 71. Las curvas Ex (rojo) y Ey (azul) de la estación de MT n083 empatan la curvas sintéticas en negro calculadas del TEM (en este caso TDEM por ser en dominio del tiempo) para las estaciones n083 y R15. Si bien la curva TEM (TDEM) n083 puede parecer posible, la estación R15 muestra que no es posible. Modificado de Cumming & Mackie (2010). ... 80 Figura 72. Modelo de resistividad de la estación MT MNE2. El modelo en bloques (curva roja), el modelo suavizado de Occam (curva verde) y la línea de suavizado spline (curva azul) que reproducen los datos medidos con el mismo nivel de confianza son mostrados y comparados con el registro de temperatura (línea negra punteada) registrado 44 días después de la finalización del pozo. Modificado de Armadillo et al. (2015)........................ (2015)........................ 82 Figura 73. Ejemplo de perfil MT con estaciones electromagnéticas MT, pozos con inversión unidimensional (1D) y sus correspondientes resistividades. Modificado de Cumming & Mackie (2010). ......................................................................................................................82 ......................................................................................................................82 Figura 74. Traza de estructuras tectónicas principales de una parte de centro y Norteamérica. Las estructuras continentales paralelas a la zona de subducción muestran su carácter predominante transcurrente dextral. Tomado de Álvarez (2009)......................... (2009)......................... 83 Figura 75. Esquema idealizado de la distribución de orientaciones de los ejes de T (momento principal) y P (momento menor) de los Tensores de Momento Sísmico (TMS) para la sismicidad somera (<50 km). Las zonas sombreadas marcan el régimen tectónico predominante. Tomado de Álvarez (2009). ......................................................................... .........................................................................84 84 Figura 76. Marco tectónico del sector sur de América Central mostrando el Cinturón deformado del Centro de Costa Rica (CCRDB‐Central Costa Rica Deformed Belt) a lo largo del margen occidental del bloque de Panamá (PAN). La CCRDB une el norte del Cinturón deformado de Panamá (NPDB‐North Panama Deformed Belt) con la Trinchera Mesoamericana, y se localiza en sobre terrenos del límite rugoso ‐blando de la placa Cocos (COCOS). Flechas grandes muestran la dinámica relativa de movimiento de la placa Caribe (CARIB). Las flechas menores muestran las velocidades para sitios localizados con Sistema de Posición Global (GPS en inglés) (círculos sólidos) relativos a Panamá (cuadrado sólido). La dorsal de Cocos se delimita por la línea de contorno de 1000m de profundidad. NAZCA, placa Nazca: SOAM, Placa Suramericana, MAR, Bloque de Maracaibo; NAN, Bloque Norte de los Andes; EPDB, Cinturón deformado del Este de Panamá; SPDB, Cinturón deformado de Panamá al Sur. Basado en DeMets et al. (1990), Lonsdale & Klitgord (1978), Mackay & Moore (1990), Silver et al. (1990), Kellog & Vega (1995), Protti et al., (1995), y Westbrook et al. (1995). Modificado de Marshall et al. (2000).............................................................. (2000). .............................................................85 85 Figura 77. Mecanismos focales de eventos con magnitud mayor a 6.0 Mw, ocurridos en el Sur de América Central durante 1976‐2007. (Global CMT, 2008). Las líneas en negro indican los límites de placas tectónicas. En el caso de Panamá se utilizaron los sismos con Mw > 5.5 para delimitar mejor los límites de placas de la microplaca de Panamá. Tomado de Cliement et al. (2008)........................................................................................................................... (2008) ...........................................................................................................................85 85 xvii
Figura 78. Mapa tectónico y áreas de Costa Rica. Las diferentes zonas geográficas en que se han dividido los estudios neotectónicos de Costa Rica se muestran numeradas (1: zona noroeste; 2: zona central; 3: zona caribe y 4: zona sur) y están separadas entre sí por sí por líneas a puntos negra (zona marina) y blanca (zona terrestre). CVG: cordillera volcánica del Guanacaste. CDCCR: Cinturón Deformado del Centro de Costa Rica. CDNP: Cinturón Deformado del Norte de Panamá. GD: Golfo Dulce. PO: Península de Osa. PB: Punta Burica. FCA, FJA y FARS son respectivamente, las fallas Candelaria, Jaris y Atirro‐Río Sucio. Tomado de Montero (2014). ..............................................................................................................86 ..............................................................................................................86 Figura 79. Mapa Geológico Regional. Modificado de Arias (2002). .....................................87 ..................................... 87 Figura 80. Mapa geológico tomado de Barahona et al. (2001)............................................ (2001). ...........................................88 88 Figura 81. Perfil litológico PGB‐01 a PGM‐05.Tomado de Gálvez & Ramírez (2013). En recuadro inferior se muestra la trayectoria del perfil en la zona de estudio, de color morado. ..............................................................................................................................................91 ..............................................................................................................................................91 Figura 82. Columna litológica PGB‐03. Tomado de Mora & Hakanson (2005). En recuadro inferior derecho, localización del PGB‐03 en la zona de estudio......................................... estudio. ........................................92 92 Figura 83. El área de desarrollo de la tesis está localizada en línea punteada. Los puntos verdes muestran la localización de las estaciones magnetotelúricas MT, cada una con su respectivo sondeo TEM para corrección estática. Triángulos celestes indican la ubicación de los actuales pozos profundos. La trama verde oscuro al este del mapa corresponde al Parque Nacional Rincón de la Vieja, en tanto que la verde claro a una ONG. .................................93 ................................. 93 Figura 84. La imagen superior muestra el sondeo RIN‐060A sin corrección estática, en tanto que la imagen inferior corrige el efecto para Ex y Ey, y a su vez con la resistividad verdadera por TEM. Los efectos de corrimiento estático han llegado a variar los valores de resistividad en algunos sondeos hasta en un 200% respecto al valor real, por lo tanto invalidando su uso. ..............................................................................................................................................98 ..............................................................................................................................................98 Figura 85. En este mapa de direccionalidad de tensores magnéticos (guiones negros) para la frecuencia 100 Hz correspondiendo a una de las frecuencias más altas y por ende someras, se determinaron al menos dos orientaciones predominantes NW‐SE y NE‐SW, ambas direcciones acomodándose entremezcladas en todo el sector. ..............................99 .............................. 99 Figura 86. En el mapa de direccionalidad de los tensores magnéticos (guiones negros) para la frecuencia de 0.1 Hz, la direccionalidad del rumbo magnético se vuelve más evidente corresponde al sentido NW‐SE, exceptuando dos sectores con predominancia de indicadores en sentido NE‐SW ubicados en las cercanías del PGB‐05 (sector NE del mapa). ............................................................................................................................................100 ............................................................................................................................................100 Figura 87. Ejemplo de trazado de posibles estructuras magnéticas en el mapa de frecuencia de 5Hz. En la imagen se pueden observar las posibles estructuras determinadas para esta frecuencia. Tomado de Solís et al. (2015). ......................................................................... .........................................................................101 101 Figura 88. Mapa de Mecanismos de SH a partir de mecanismos focales. En rojo se observa la localización del volcán Rincón de la Vieja, en amarillo la localización del PG Borinquen. Modificado de López et al. (2008)...................................................................................... (2008) ......................................................................................102 102 xviii
Figura 89. Tectónica local en la región donde se ubica el PG. Las Pailas II (recuadro celeste). En recuadro rojo se ubica el área del PG Borinquen limitada por el Sistema de fallas Las Pailas‐Cerro Atravesado. Modificado de Montero et al. (2003).En la esquina inferior derecha se puede observar el elipsoide de deformación asociado a desplazamiento lateral dextral (PDZ, zona de falla principal), indicadores de compresión máxima horizontal (σmáx). Modificado de Xu & Ben‐Zion (2013). ................................................................................ ................................................................................103 103 Figura 90. Alineamientos en ríos y quebradas, asociados a posibles estructuras siguiendo la falla principal de desplazamiento de rumbo (líneas azules) y las fallas normales (líneas verdes), según la elipse de deformación............................................................................ deformación. ...........................................................................104 104 Figura 91. En la imagen se muestran todos los alineamientos asociados a posibles estructuras siguiendo el rumbo de fallas principales, y sintéticas y antitéticas, según la elipse de deformación. (T (verde): Normal; P (negra): dextral: X (violeta): sinestral; Y (azul): dextral; R (gris): dextral; R (rojo): sinestral; R”(anaranjado): sinestral; Inversa (cyan)................... (cyan). ..................104 104 Figura 92. Los círculos corresponden a los sitios de confluencia de alineamientos. Los círculos grandes anaranjados comprenden los sitios donde todas las posibles direcciones de alineamientos convergen, mientras que los anaranjados menores, sitios con alta confluencia. Los círculos amarillos, sitios de mediana convergencia sobre cuerpos de agua (ríos y quebradas). Finalmente los círculos grises corresponden a los sitios de mediana convergencia sobre el terreno. .......................................................................................... ..........................................................................................105 105 Figura 93. Modelado de fracturamiento en muti‐etapas caldéricas asociadas a resurgencia y posterior vaciado de la cámara magmática. El modelo representa un bloque 3D (izquierda) y la imagen en planta (derecha). La zona gris oscuro representaría el área de sondeos excluida del escenario 2. Modificado de Troll & Walter (2001)......................................... (2001).........................................107 107 Figura 94. En el escenario 1 se utilizan todos los 97 sondeos del área. En el segundo escenario se utilizan los sondeos excluyendo aquellos que caen en zonas de baja convergencia de alineamientos (sectores con trama gris)................................................. gris).................................................107 107 Figura 95. Comparando los dos escenarios, las tendencias por frecuencias entre 5 y 0.1 Hz presentan múltiples direcciones adicionales más notorias en el escenario 2. Y especialmente hay una marcada diferencia en la frecuencia de 0.01Hz (señalada con flechas amarillas), donde predomina la dirección N48E para el escenario 2. ................................................. .................................................108 108 Figura 96. Diagrama de rosas para las frecuencias de 100 y 10 Hz.................................... Hz....................................109 109 Figura 97. Diagrama de rosas para frecuencias de 5, 1, 0.5 y 0.1Hz.................................. 0.1Hz. .................................109 109 Figura 98. Modelado de fracturamiento en muti‐etapas caldéricas asociadas a vaciado y posterior resurgencia de la cámara magmática. El modelo representa un bloque 3D (izquierda) y la imagen en planta (derecha) de la zona intracaldérica. La zona resaltada en rojo corresponde a los materiales altamente fracturados asociados a los procesos vulcano tectónicos. Modificado de Troll & Walter (2001)............................................................... (2001)...............................................................110 110 Figura 99. Diagrama de rosas para frecuencias de 0.01Hz y 0.001Hz................................ 0.001Hz................................110 110 Figura 100. Modelo 3D simplificado del sistema volcánico Santorini basado en datos geodésicos. La flecha amarilla destaca el ascenso magmático por medio de un cuerpo xix
tabular o dique que se hipotetiza para el volcán Santorini durante el período 2011‐2012. Modificado de Browning et al. (2015)................................................................................ (2015). ...............................................................................111 111 Figura 101. Representación esquemática 3D de un enjambre de diques en Islandia eliminando la roca caja. La conexión entre la zona fundida y la cámara magmática se dibuja en el ejemplo y se señala con una flecha amarilla. Este modelo asume una migración magmática ascendente desde las profundidades hacia el reservorio ígneo por debajo del centro eruptivo. Dentro de la corteza se espera que el magma fluya principalmente en forma lateral a partir de la cámara magmática hacia el centro eruptivo. Los rumbos de las intrusiones se asume están controlados por variaciones en la distribución de esfuerzos a lo largo del enjambre. Cerca del centro eruptivo donde la alimentación magmática es fuerte, el campo de esfuerzos se torna casi isotrópico favoreciendo una distribución de diques radiales (e intrusiones cónicas). Lejos del centro eruptivo, la distribución paralela de diques es el resultado de un campo de esfuerzos de extensión. Modificado de Paquet et al. (2007). ............................................................................................................................................111 ............................................................................................................................................111 Figura 102. Curvas de resistividad aparente vs fase y mapas de ubicación para los sondeos MT RIN‐010A y RIN‐105A. El modelo unidimensional (1D Model) presenta el modelo Bostick (trama verde) y suavizado de Occam (línea punteada roja), la capa sello (trama roja) y el reservorio (trama azul). Se determinó espesor de la capa sello y parcialmente del reservorio para ambos casos, al igual que para los restantes 95 sondeos.......................................... sondeos..........................................113 113 Figura 103. Mapa con la ubicación de los perfiles magnetotelúricos................................ magnetotelúricos. ...............................114 114 Figura 104. Superior: perfil magnetotelúrico Bor 1, generado a partir de datos MT unidimensionales con interpolación triangular. Inferior, interpretación geofísica según el contexto.............................................................................................................................. contexto. .............................................................................................................................115 115 Figura 105. Perfil Magnetotelúrico 2.................................................................................. 2..................................................................................116 116 Figura 106. Perfil Magnetotelúrico 3.................................................................................. 3..................................................................................116 116 Figura 107. Perfil Magnetotelúrico 4.................................................................................. 4..................................................................................117 117 Figura 108. Perfil Magnetotelúrico 5.................................................................................. 5..................................................................................117 117 Figura 109. Perfil Magnetotelúrico 6.................................................................................. 6..................................................................................118 118 Figura 110. Perfil Magnetotelúrico 7.................................................................................. 7..................................................................................118 118 Figura 111. Perfil Magnetotelúrico 8.................................................................................. 8..................................................................................119 119 Figura 112. Perfil Magnetotelúrico 9.................................................................................. 9..................................................................................119 119 Figura 113. Perfil E‐W del área investigada mostrando la litoestratigrafía y la mineralogía de alteración. Modificado de Gálvez & Ramírez (2013). Se determina adecuadamente, una moderada a buena correlación entre el piso de la capa sello, y la zona transicional entre esmectita pura y la ilita/esmectita..................................................................................... ilita/esmectita. ....................................................................................120 120 Figura 114. Perfil N‐S del área investigada mostrando la litoestratigrafía y la mineralogía de alteración. Modificado de Gálvez & Ramírez (2013). Tal como el caso anterior, se determina adecuadamente, una moderada a buena correlación entre el piso de la capa sello, y la zona transicional entre esmectita pura y la ilita/esmectita. ...................................................... ......................................................121 121
xx
Figura 115. Al unirse los perfiles magnetotelúricos en un modelo visual 3D, se delimitó la caída de la capa sello. Los bordes generan un patrón circular (semicircular), concordante con los patrones vistos en otras intracalderas alrededor del mundo................................ mundo. ...............................123 123 Figura 116. Mapa del techo de la capa sello en m.s.n.m, en amarillo punteado, posible límite del reservorio...................................................................................................................... reservorio......................................................................................................................126 126 Figura 117. Mapa del techo de la capa sello con elevaciones en m.s.n.m. En línea punteada amarilla: límite intracaldérico del reservorio. En negro: líneas que corresponden a posibles direcciones de estructuras vulcanotectónicas determinadas por el techo de la capa sello (ej. La falla normal FGB 3c), acorde al elipsoide de deformación dextral del apartado 4.4. ... 127 Figura 118. Mapa del piso de la capa sello con elevaciones en m.s.n.m y posibles direcciones de fallas determinadas para el piso de la capa sello con base en el elipsoide de deformación. ............................................................................................................................................128 ............................................................................................................................................128 Figura 119. Mapa del piso de la capa sello y las posibles direcciones de fallas tanto del techo como del piso. Para no saturar la imagen, se escogió una estructura para resaltarla y mostrar su cinemática...................................................................................................................... cinemática. .....................................................................................................................129 129 Figura 120. Mapa del piso de la capa sello con el modelo general de fallas para el reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen. Partiendo de la presencia de al menos 3 fallas normales (FGB3a, FGB3b y FGB3c) y su efecto en la capa sello se proponen los bloques de las zonas: zona A (rojo), zona B (anaranjado) y zona C (amarillo). ....................................131 .................................... 131 Figura 121. Modelo visual 3D integrando el piso de la capa sello y los perfiles magnetotelúricos, las flechas y la línea punteada señalan el borde intracaldérico. En tanto que al Este del área se señala la segunda y principal fuente de calor. Tomada de Solís et al. (2015).................................................................................................................................. (2015)..................................................................................................................................133 133 Figura 122. Modelo 3D mostrando el piso de la capa sello arriba y abajo, el mapa gravimétrico. La flecha blanca indica la correlación entre la parte más somera de la capa sello (blanco en el piso de la capa sello) y el alto gravimétrico (anaranjado en la base) correspondiendo a la posible principal fuente de calor. Tomada de Solís et al. (2015).... (2015). ... 134 Figura 123. Datos de temperaturas estáticas registradas por el Equipo de Termohidráulica (ETH) (comunicación escrita) concuerdan con el incremento de temperatura hacia el Este y Sur del campo según se acerca a la máxima fuente de calor............................................. calor.............................................134 134 Figura 124. La figura muestra el piso de la capa sello (m.s.n.m), se destaca en negro con bolas, la presencia de una posible intrusión tipo sill.......................................................... sill..........................................................135 135 Figura 125.Ilustraciones conceptuales de los diferentes tipos de fallas en rocas, y como esto afecta el movimiento de agua subterránea. Modificado de Caine et al. (2007). ..............136 .............. 136 Figura 126. Superior: Modelo para determinar grado de permeabilidad de fallas. (a) elipse de deformación para una falla de desplazamiento de rumbo, (b) diagrama de falla de desplazamiento de rumbo y comportamiento conforme diverge en grados de SH. Inferior: clasificación de permeabilidad según el tipo de fallamiento. Modificado de Davidson (2016). ............................................................................................................................................137 ............................................................................................................................................137
xxi
Figura 127. Mapa de piso de capa sello mostrando indicadores de movimiento (fábrica gouge) concordantes con una dinámica de transpresión dextral. En recuadro esquema de fábrica tipo gouge generada por cizalle dextral. Modificado de McClay (1987). ..............138 .............. 138 Figura 128. Mapa del piso de la capa sello y estructuras clasificadas según la plantilla expuesta por Davidson (2016). En recuadro menor la plantilla modificada de Davidson (2016) y rotada acorde al σ1 indicado en el apartado 4.4. ................................................ ................................................139 139 Figura 129. Mapa del piso de la capa sello, las flechas azules muestran las posibles rutas preferenciales de migración de fluidos (sentido NNW‐SSE y NW‐SE). Las flechas verdes corresponderían a la presencia de barreras impermeables (sentido NE‐SW)................... SW). ..................140 140 Figura 130. Mapa de la Propuesta del modelo conceptual para el reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen. Límites del reservorio (línea punteada amarilla), fallas (líneas negras continuas, se destacan las principales T, P, Y, X y R´´), el patrón sigmoidal (línea negra curva segmentada), fuente de calor y dirección de migración de fluidos (flechas blancas). En recuadro, elipsoide de deformación para un movimiento de desplazamiento de rumbo dextral, modificado de Xu & Ben‐Zion (2013). ................................................................... ...................................................................144 144
Fotografía 1. Instalaciones de aprovechamiento del recurso geotérmico en el Campo Geotérmico Miravalles. Tomado de Ruiz (2013).................................................................... (2013). ...................................................................8 8 Fotografía 2. Imagen de equipo MTU, se pueden observar también las bobinas MT (rojas), electrodos (tarros negros) y la antena satelital. Modificado de Phoenix Geophysics (2016). ..............................................................................................................................................94 ..............................................................................................................................................94 Fotografía 3. Imagen de equipo V8, con su antena de recepción satelital (trípode negro con cabeza blanca). Tomada de Phoenix Geophysics (2016). .................................................... ....................................................94 94 Fotografía 4. Equipo de inyección T‐3 multipropósito. Tomada de Phoenix Geophysics (2016).................................................................................................................................... (2016)....................................................................................................................................96 96 Fotografía 5. Imagen de lazo utilizando cable, en el interior, bobina circular con soportes estabilizadores tipo “ojo de buey”. Modificado de Phoenix Geophysics (2016). ................ 96
Tabla 1. Alineamientos determinados a partir de las direccionalidades de 8 mapas de frecuencias de los 97 sondeos realizados en el área. ........................................................ ........................................................100 100 xxii
Tabla 2. Alineamientos determinados con sus posibles relaciones estructurales y correspondiente orientación.............................................................................................. orientación. .............................................................................................106 106 Tabla 3. Datos de ubicación, resistividad, espesor y elevación de cada capa resistiva obtenida por sondeo producto de la modelación unidimensional.................................... unidimensional....................................115 115 Tabla 4. Superior: ejemplo de resistividades versus profundidades para dos sondeos MT (RIN‐020A y Rib‐145B). En azul y rojo se destaca la elevación (m.s.n.m) y resistividad del techo y piso de la capa sello. .............................................................................................. ..............................................................................................125 125 Tabla 5. Superior: Datos de techo (azul) y piso (rojo) de la capa sello para los sondeos MT del perfil Bor8. ...................................................................................................................125 ...................................................................................................................125 Tabla 6. Posibles fallas con sus relaciones estructurales y correspondiente orientación. ND (no determinada)................................................................................................................ determinada)................................................................................................................127 127 Tabla 7. Posibles fallas con sus relaciones estructurales y correspondiente orientación. ND (no determinada)................................................................................................................ determinada)................................................................................................................128 128 Tabla 8. Modelo general de fallas propuesto para el reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen. ND (no determinada)....................................................................................... determinada). ......................................................................................130 130 Tabla 9. Modelo general de fallas propuesto para el reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen, y características de permeabilidad según la plantilla expuesta por Davidson (2016). ND (no determinada). ............................................................................................ ............................................................................................139 139
xxiii
En 1949 se crea el Instituto Costarricense de Electricidad (ICE) como institución autónoma del Estado, cuya fundación obedeció a la necesidad de superar los problemas de escasez de electricidad a nivel del país en esa época, y a su vez con la tarea de aprovechar principalmente las fuentes de energía a partir de recursos naturales. En gran medida esto se logró con el aprovechamiento de los recursos hídricos, no obstante, ante la crisis mundial en los precio del petróleo en 1973, se empezó la búsqueda de otras fuentes alternativas de energía, dentro de las cuáles destacó la Geotermia. En 1994 el ICE empezó a producir energía a partir de fuentes geotérmicas a nivel comercial con el inicio de operaciones del campo Geotérmico Miravalles. Se requirieron más de 15 años de estudios de pre factibilidad y factibilidad, para garantizar con un nivel de confianza aceptable, la viabilidad del primer campo geotérmico en el país, lo anterior asociado a la complejidad de determinar eficazmente la localización del reservorio y su posterior verificación mediante los resultados de los pozos profundos perforados. A nivel mundial la tasa de pozos perforados exitosos está entre un 50 y 65%, por lo tanto, estos períodos prolongados de investigación sin desarrollo ni producción, el alto costo de las fases exploratorias, y el alto nivel de incertidumbre económico previo a las primeras perforaciones profundas, motivan a desarrolladores y bancos a apostar por otras fuentes de generación eléctrica de menor riesgo aunque no sean tan confiables. Dentro de este panorama, la implementación y mejora de técnicas geocientíficas de análisis y delimitación de los potenciales reservorios geotérmicos, así como mejores rutas conceptuales de interpretación toman un carácter preponderante, ayudando a visualizar adecuadamente el recurso, aminorando los tiempos de respuesta, y volviendo así más atractiva la posibilidad de explotar este recurso autóctono y estable. Como parte de las técnicas geocientíficas involucradas en la investigación geotérmica, la Geofísica se convierte en la principal rama de visualización profunda previa a las perforaciones, por lo tanto en conjunto con los demás análisis, aporta información importante para una exitosa localización de los blancos de perforación y el posterior manejo del campo. En el ámbito de exploración geofísica geotérmica, se utilizan diversas técnicas de prospección tales como la gravimetría, la magnetometría y la magnetotelúrica. Particularmente a nivel mundial una de las de técnicas de mayor aceptación para exploración de campos geotérmicos corresponde a las investigaciones mediante la técnica 1
magnetotelúrica, la cual se ejecuta mediante sondeos de adquisición de señales electromagnéticas de fuente natural que permiten caracterizar adecuadamente la estratigrafía resistiva a grandes profundidades, donde los métodos convencionales de inyección de corriente, pierden precisión y la capacidad de profundizar. La magnetotelúrica como técnica geofísica aporta información múltiple de gran valor para la caracterización espacial de los reservorios geotérmicos, sin embargo el uso de conceptos magnetotelúricos aislados del conocimiento vulcano‐tectónico y de las características de formación y caracterización de un reservorio geotérmico conlleva a ambigüedades de interpretación que inducen a su vez, a desaciertos en la localización de pozos poniendo en riesgo los desarrollos geotérmicos por su bajo porcentaje de pozos exitosos. La temática de esta tesis se basa por lo tanto, en la generación de un modelo conceptual del reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen (PG Borinquen), desarrollado por el ICE, a partir del análisis e interpretación de 97 sondeos magnetotelúricos. Lo anterior siguiendo criterios básicos de modelación conceptual, y la implementación de criterios vulcano‐ tectónicos implícitos en la formación de reservorios geotermales en áreas volcánicas continentales, de forma que se minimice la ambigüedad interpretativa de las respuestas físicas obtenidas, propias de los métodos geofísicos. Lo anterior llevando a cabo los requisitos para acceder al grado de licenciatura en Geología.
Proponer un modelo conceptual para el reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen, basado en análisis unidimensional de los sondeos magnetotelúricos recolectados en el área.
Establecer un marco tectónico local cualitativo. Interpretar la información obtenida de los sondeos magnetotelúricos dentro de un marco tectónico, volcánico y geotermal local. Generar un modelo conceptual del reservorio.
El área de estudio (coordenadas CRTM05), se localiza en el área conocida como Borinquen, parte de la hoja Topográfica Curubandé (3148‐III), escala 1:50000. 2
La zona de estudio abarca un área aproximada de 56 km , y se puede ubicar en las coordenadas CRTM05 1192870 a 1200400 de latitud, y 342100 a 349500 de longitud. Esta zona limita al Este con el Parque Nacional Rincón de la Vieja. Ver Figura 1.
Figura 1. Mapa de ubicación en coordenadas CRTM05, para la zona de estudio. El recuadro corresponde al área analizada en detalle. Los caminos se señalan en rojo, en tanto que los pozos corresponden a los triángulos invertidos color magenta. En verde al Este, límite del Parque Nacional Rincón de la Vieja, y en verde claro, Sector de Mundo Nuevo perteneciente a una ONG.
Recopilar información geológica, geofísica y termohidráulica base, para el análisis del área de interés. 3
Procesar los sondeos magnetotelúricos (MT) disponibles para el área de interés, con su correspondiente corrección estática (TDEM).
De los sondeos obtenidos, analizar información de la direccionalidad magnética (strike direction) para determinar la posible zona del reservorio.
Determinar cualitativamente un posible patrón estructural deducido a partir de alineamientos de ríos y quebradas que permita guiar el análisis magnetotelúrico en un contexto estructural coherente.
Realizar un análisis estadístico mediante diagramas de rosas de la direccionalidad magnética que permita identificar la zona donde se aloja el potencial recurso geotérmico y determinar la dirección del esfuerzo principal tectónico del área.
Realizar el análisis unidimensional de los sondeos magnetotelúricos para obtención de parámetros de espesor y profundidad de los estratos resistivos.
Generar Perfiles
magnetotelúricos a partir de la información obtenida del
procesamiento unidimensional de los sondeos magnetotelúricos.
Ubicar el posible límite del posible reservorio.
Caracterizar la forma y distribución de la Capa sello.
Localizar la o las potenciales fuentes de calor del sistema.
Caracterizar la permeabilidad de las posibles estructuras determinadas en el patrón estructural deducido.
Determinar el posible movimiento de los fluidos del reservorio.
4
El presente trabajo propone un posible modelo conceptual para el reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen, el cual se estará desarrollando a partir del 2016, con el objetivo de establecer una o dos plantas de producción de 55MW. Para entender cuál es el interés en el desarrollo de proyectos geotérmicos para producción de energía a partir de reservorios de alta entalpía, es necesario primero, comprender los conceptos básicos de geotermia, energía geotérmica y recursos geotérmicos.
Dependiendo del enfoque, el término geotermia puede abarcar desde la perspectiva meramente científica, hasta connotaciones industriales: Según Llopis & Angulo (2008), Geotermia es una palabra de origen griego, derivada de “geos” que quiere decir tierra, y de “thermos” que significa calor: el calor de la Tierra. Se emplea indistintamente para designar tanto a la ciencia que estudia los fenómenos térmicos internos del planeta, como al conjunto de procesos industriales que intentan explotar ese calor para producir energía eléctrica y/o calor útil al ser humano. Por su parte IDEA & IGME (2007) consideran la geotermia, como una forma de energía renovable comercialmente comprobada que puede suministrar electricidad y calor de carga base que sean relativamente baratos y de baja huella de carbono, lo que reduce la dependencia de un país en los combustibles fósiles y sus emisiones de CO2.
La energía geotérmica es una de las fuentes de energía renovable menos conocidas y se encuentra almacenada bajo la superficie terrestre en forma de calor y ligada a volcanes, aguas termales, fumarolas y géiseres. (IDEA & IGME, 2007) La energía geotérmica es, en su más amplio sentido, la energía calorífica que la Tierra transmite desde sus capas internas hacia la parte más externa de la corteza terrestre. (IDEA & IGME, 2007). Ver Figura 2. 5
Figura 2. Esquema de distribución de las diferentes capas que componen la Tierra. Mecanismos de transferencia de calor por convección y conducción térmica desde el interior hasta la superficie, permiten la liberación de energía geotérmica hacia la corteza exterior. Modificada de Jacobsen (2014).
Lund (2007) indica que la energía geotérmica proviene de la generación natural del calor primario producto del decaimiento de isótopos radiactivos del uranio, torio y potasio presentes en el núcleo de la Tierra.
Según IDEA & IGME (2007), se denomina recurso geotérmico a la porción de calor desprendido desde el interior de la Tierra que puede ser aprovechado por el hombre en condiciones técnicas y económicas. Es decir, tan sólo la fracción de calor del globo, que las técnicas que en cada momento estén disponibles permitan un aprovechamiento en condiciones económicas adecuadas. Cuando se dan las circunstancias adecuadas para que unos materiales permeables llenos de agua intercepten el flujo de calor desde el interior del globo, y a su vez estos materiales se encuentren suficientemente “sellados” en su parte inferior y superior por materiales impermeables, se dan las condiciones favorables para la existencia de un yacimiento geotérmico. (IDEA & IGME, 2007) 6
De este modo, las condiciones clásicas para la existencia de un yacimiento geotérmico son la presencia de:
un foco de calor activo,
un material permeable con su base impermeable (el almacén geotérmico o reservorio) por el que circula un fluido (en general agua de origen meteórica, en fase líquida o vapor) y,
una cobertura o sello que impida (o al menos limite) el escape del fluido.
Se conoce así como así como reservorio geotérmico el espacio de la corteza terrestre en el que se localizan materiales permeables que albergan un recurso geotérmico susceptible de ser aprovechado por el hombre.
De acuerdo a Vargas et al. (1994), el interés por el desarrollo de la energía geotérmica en Costa Rica se remonta a 1963, año en que un grupo de expertos de las Naciones Unidad visitó el país y recomendó al ICE profundizar estudios en la región de Guanacaste, cerca de los volcanes Miravalles y Rincón de la Vieja. Posteriormente en 1973, la crisis del petróleo forzó la búsqueda de fuentes alternas de energía, entre las cuales la geotermia destacaba como la más promisoria; lo cual conllevó a la realización del estudio de pre factibilidad geotérmica de la región de Guanacaste, cuyo resultado fue la identificación del Campo Geotérmico Miravalles en 1976. El estudio de factibilidad se concluyó en 1986, con la evaluación de 110 MW para el campo. Después de la declaratoria de emergencia, la perforación de producción y la construcción de la casa de máquinas se iniciaron en 1992. La planta Miravalles I entró en operaciones en 1994, incursionado así Costa así Costa Rica, en el selecto grupo de los países que utilizan la producción geotérmica. Ver Fotografía 1.
7
Fotografía 1. Instalaciones de aprovechamiento del recurso geotérmico en el Campo Geotérmico Miravalles. Tomado de Ruiz (2013).
Gracias a ese impulso inicial dado en 1994 y el éxito en el desarrollo de esta técnica, los desarrollos geotérmicos han venido aumentando su aporte a la matriz energética nacional, con la implementación de la Unidad de Boca de pozo en 1995 (5MW), la unidad Miravalles 2 en 1998 (55MW), la unidad Miravalles V en el 2004 (20 MW), y el más reciente o unidad 1 Las Pailas (35MW), para un total de 206 MW aportados al sistema eléctrico nacional. Como lo muestra la Figura 3, el Instituto Costarricense de Electricidad ha agendado la investigación y desarrollo de nuevos proyectos de explotación geotérmica como Las Pailas II, Borinquen y eventualmente Poco Sol.
8
Figura 3. Imagen que muestra los actuales desarrollos geotérmicos del país, y el sitio de potencial expansión Poco Sol. Tomado de ICE (2015).
Debido a que al aprovechamiento del recurso geotérmico en Costa Rica complementa la matriz energética, siendo una energía base, ecoambigable, rentable, y sostenible, su impulso continuará con el desarrollo del Proyecto Geotérmico Borinquen.
9
Al realizar análisis para prospección, desarrollo y control de seguimiento o monitoreo de campos geotérmicos se requiere recopilar e integrar la información. La aproximación a un modelo conceptual para la evaluación de un recurso geotérmico involucra la dificultad de tener que buscar una anomalía, y la corroboración de dicha anomalía mediante la integración de datos a través de diferentes disciplinas en el contexto de un modelo físico. (Cumming, 2009). La aproximación de un modelo conceptual requiere de un rango mucho mayor que sólo buscar una anomalía. Sin embargo las bases para crear modelos conceptuales pueden ser aprendidas por muchos geocientíficos en unos cuantos meses, mediante ejercicios basados en casos ficticios y reales. Cuando se construyen modelos conceptuales involucra decisiones reales, y un mentor experto es útil, aunque la aproximación a un modelo conceptual también provee las bases para una efectiva autoeducación conforme los pozos van siendo perforados y el recurso se va evaluando. (Cumming, 2009). De acuerdo a Mortensen & Axelsson (2013), la diversa información y datos disponibles de sistemas geotérmicos está siendo unificada en forma creciente a través del desarrollo de modelos conceptuales de los respectivos sistemas. Estos modelos juegan un rol preponderante en todas las fases de exploración y desarrollo geotérmico, por ejemplo proveyendo una imagen unificada de la estructura y naturaleza del sistema en cuestión. Estos son principalmente basados en la información geológica, tanto de mapeo superficial y análisis de datos de la subsuperficie, datos de sensores remotos, resultados de las investigaciones geofísicas, información del contenido químico e isotópico de las manifestaciones superficiales y muestras de los fluidos del reservorio recolectadas de los pozos, información de las condiciones de temperatura y presión basadas en el análisis de la información registrada en cada pozo así como otra información de ingeniería de reservorios. Modelos conceptuales comprensivos de sistemas geotérmicos deberían incorporar lo siguiente en el tanto la información disponible lo permita:
(1) Proveer un estimado del tamaño del sistema, en forma más específica la extensión areal, espesor y rango de profundidad así como así como los límites externos (verticales). (2) Explicación de la naturaleza de la fuente o fuentes de calor del sistema. (3) Debe incluir información de la localización y potencia de la zonas de surgencia principal/recarga, incluyendo el origen de los fluidos. (4) Localización y potencia de las zonas más frías de recarga. (5) Definir el patrón general de flujo del sistema, tanto en estado natural como los cambios inducidos durante el régimen de explotación.
10
(6) Definir las condiciones de temperatura y presión en un sistema (por ejemplo condiciones termodinámicas a través de los modelos de presión y temperatura de la formación). (7) Indicación de la localización de zonas de dos fases, así como así como zonas de vapor dominante. (8) Indicar la localización de las estructuras principales permeables (fallas, fracturas, estratos, etc.). (9) Indicar la localización de las barreras internas (verticales y/u horizontales) tales como barreras de flujo. (10) Mostrar el contorno de la capa sello del sistema (límites horizontales). (11) Describir las divisiones del sistema en subsistemas, o reservorios separados, si es que existen. No todos los modelos conceptuales geotérmicos incorporan todos los puntos anteriormente mencionados, de hecho sólo unos pocos lo hacen. Que tan avanzado es un modelo conceptual depende del grado de desarrollo del sistema en cuestión. En las etapas preliminares el conocimiento es limitado y sólo información de algunos pocos ítems arriba serán naturalmente disponibles. Conforme el desarrollo continúa se incrementa el conocimiento en los ítems mencionados, al principio cuando suficiente perforación profunda se ha llevado a cabo y posteriormente cuando ha habido un aprovechamiento en una producción sostenida por un período prolongado, asociada a monitoreo. Hasta entonces se tendrá conocimiento fiable en los ítems descritos anteriormente. (Mortensen & Axelsson, 2013). Cumming (2009) menciona que en la etapa de exploración, el modelo conceptual es usualmente soportado por algunos perfiles de temperatura registrada unidos con elementos de mapas conceptuales y conjuntos de datos ilustrativos como los de la Figura 4. Aún sin pozos, las isotermas pueden ser modeladas usando datos de geotermometría de las manifestaciones superficiales, consideraciones del punto de ebullición y caracterizaciones de la permeabilidad usando resistividad y otros métodos.
11
Figura 4. Perfil de modelo conceptual de un reservorio geotérmico oculto de 200°C con isotermas, zonas de alteración y estructuras. Modificado de Cumming (2009).
La dinámica de formación de un reservorio geotérmico en ambiente volcánico continental, requiere de una serie de condiciones especiales y eventos vulcanotectónicos particulares. Estos eventos se describen a continuación.
12
Noda (2013) indica que los márgenes de placas convergentes son zonas donde se concentra el estrés litosférico. Ellas incluyen áreas de compresión acompañadas por movimientos de empuje, formación de montañas, y desarrollo de planicies y cuencas de ante arco, así como así como áreas de movimientos de cizalle asociados a levantamientos transprensivos, subsidencia transtensional, o zonas de fallas transcurrentes puras. Este proceso de subsidencia de una capa oceánica y levantamiento de una continental con desplazamiento horizontal en zonas de convergencia, se le conoce como subducción. Las fallas transcurrentes son de los mecanismos más importantes para la formación de una cuenca sedimentaria en una placa de márgenes convergentes, donde la extensión localizada puede generar depresiones topográficas. (Noda, 2013). Ver Figura 5.
A A
B
C
Figura 5. Diagrama esquemático de desenganche, donde la dinámica oblicua entre dos grandes bloques corticales, cuya dirección de esfuerzo principal está indicada en flechas azules (σ1 (A)), es subdividida en dos cinturones subparalelos de dinámica distinta. La transpresión dextral a lo largo de la zona deformada (bloque verde) es dividida en un cinturón plegado por empuje con un límite perpendicular contrario a la dirección de choque (B), y un límite paralelo de componente dextral (C). Tomada de Maher (s.f.).
La dinámica de estas zonas convergentes facilita el reacomodo de esfuerzos mediante el desplazamiento relativo de ambas placas generando grandes terremotos, lo que a su vez resulta en una contracción y levantamiento de la placa continental hacia el sector de la trinchera, y una expansión volumétrica y ruptura cortical hacia adentro de esta placa. La Figura 6 muestra como estos sitios de expansión volumétrica y ruptura cortical son ideales para el ascenso magmático y el emplazamiento de cámaras magmáticas que alimentarán vulcanismo superficial.
13
Figura 6. Sección esquemática de una zona de subducción. El campo de desplazamiento (flechas) y la deformación volumétrica (áreas de color rojo para expansión volumétrica, áreas azules para contracción volumétrica) asociada a sismos de mega empuje. Los sistemas volcánicos están asociados a estos sectores de gran deformación y expansión volumétrica. Modificado de Walter & Amelung (2007).
Al igual que la figura anterior la Figura 7 refuerza el concepto de que estos sitios de amplia deformación y dinámica por desplazamiento cortical suelen ser idóneos para el emplazamiento de edificios volcánicos. Se debe tener claro que posterior al emplazamiento, la dinámica de ruptura prosigue en el tanto que el proceso de subducción prosiga, por lo que el estrés y deformación cortical moldearán estas áreas volcánicas, incidiendo así en así en la dirección de formación de los ejes volcánicos, e igualmente modelando los patrones de estructuras que afectan la corteza en un momento dado, permitiendo el ascenso y escape de material magmático hasta la superficie.
14
Figura 7. Ejemplo del modelo de localización de cuencas pull apart y push up a lo largo de la falla Sumatra y magmatismo asociado. (A) Modelo esquemático con perfil a lo largo de la falla Sumatra mostrando la distribución a profundidad de la transición dúctil‐rígida. (B) Modelo esquemático en planta de la segmentación y proceso de evolución de la falla Sumatra con oblicuidad incrementándose por subducción. Modificado de Muraoka et al. (2010).
15
Lopes et al. (2014) mencionan que los corredores de esfuerzos transcurrentes controlan el movimiento magmático, deformando volcanes y desestabilizando sus flancos. Lo que puede contribuir a la formación de calderas volcánicas como lo ilustra la Figura 8.
Figura 8. Esquema de la hipotético de formación de la caldera de Isla Deception. Modificado de Lopes et al. (2014).
Al igual que el ejemplo de la falla Sumatra, la dinámica de subducción y vulcanismo actúa de forma similar en Costa Rica. En la Figura 9 se ve como este fenómeno alinea los ejes volcánicos actuales, concentrando los edificios volcánicos, paralelos a la zona de subducción a lo largo de todo el país.
16
Figura 9. La rápida tasa de convergencia (≈9 cm/año) de la placa Cocos y la placa Caribe es la causante de frecuentes sismos (
17
Una vez que se está en presencia de una zona de convergencia de placas, una serie de transformaciones se da tanto en el material cortical subducido, como en los sedimentos arrastrados desde la superficie hasta grandes profundidades. Estos materiales serán sometidos conforme avancen en la zona de subducción, a grandes presiones y temperaturas convirtiéndose en magma. (López et al., 2012). El magma, se define como un fundido de composición silíceo que contiene esencialmente gases disueltos y cristales en suspensión. Este se forma a partir de la fusión de una roca preexistente de la corteza o manto superior. Una condición para que tenga lugar la fusión en el interior de la Tierra es el aumento de la temperatura. La temperatura mínima a partir de la cual la roca se funde se conoce como punto de fusión. Otros procesos para alcanzar el punto de fusión son la disminución de la presión y la incorporación de volátiles (principalmente agua) en la roca. (López et al., 2012). El ciclo magmático describe la evolución de los sistemas magmáticos como la sucesión en la formación de magma, segregación, ascenso, emplazamiento como una cámara magmática, y eventualmente, erupción. (Burchardt, 2009).
Los mecanismos de emplazamiento magmático más aceptados y que se pueden observar en la Figura 10, se describen a continuación:
1‐Diapirimos y englobamiento: de acuerdo a Paterson & Vernon (1995), corresponde al ascenso de magma a través de la roca circundante, actuando especialmente en la corteza inferior en un medio dúctil. Dominado por la boyancia y el balance de flujos dúctiles descendentes del material de los alrededores (Roberts, 1970). Cuando este magma arriba a la corteza rígida y debido a que el movimiento no es suficiente para fracturarla, el magma se emplaza por el mecanismo de englobamiento.
2‐Suspensión del movimiento magmático: según Daly (1903) el mecanismo de emplazamiento mediante suspensión del movimiento magmático se da como un continuo fracturamiento de la pared y techo de las rocas de un cuerpo magmático, que resulta en la inclusión y ascenso o hundimiento de los bloques disectados. La suspensión ocurre a cualquier nivel de la corteza (Pignotta & Paterson, 2007), como resultado de cizalle o fallamiento por tensión (Roberts, 1970) causado por el juego entre el estrés térmico y 18
mecánico asociado al emplazamiento de diques, migración del fluido magmático y expulsión, y estrés tectónico. (Burchardt, 2009). 3‐Emplazamiento de sills, lacolitos y lopolitos: el emplazamiento de magma tipo sill ocurre preferentemente dentro de la corteza rígida. Es generalmente aceptado que los sills son alimentados por medio de diques los cuáles son deflectados en una orientación paralela a las capas. El modelo básico de emplazamiento incluye que a nivel de boyancia neutral, el nivel estructural de la corteza, donde la densidad del magma y la roca caja son iguales, entonces la boyancia se convierte en cero y el magma fluye lateralmente (Bradley, 1965). El hinchamiento vertical, que define la transición de un sill a un lacolito ocurre cuando se da el fenómeno de curvar la carga superior, o sea, cuando la presión interna del magma sobrepasa la presión ejercida por el peso de la columna de roca sobreyacente. Esto implica que la formación de un lacolito está limitada a los kilómetros más superficiales de la corteza. A niveles estructurales más profundos, el piso sufre hundimiento por un movimiento de descenso dúctil el cual resulta en la generación de lopolitos. En ambos casos, el crecimiento de la intrusión es el producto de suplir sucesivamente de magma en la forma de una nueva lámina o unidades tipo sill. (Burchardt, 2009).
4‐Fallamiento en anillo, subsidencia del cauldron, y colapso de la caldera: durante de la deflación de una cámara magmática, un sistema de fallas en anillo se desarrolla e incluye la forma de una campana. Cuando estas fallas en alcanzan la superficie, se forma el colapso de la caldera y el magma transportado por diques en anillo pueden ser extruidos. (Burchardt, 2009).
19
Figura 10. Esquema que muestra los diferentes tipos de emplazamientos magmáticos que se pueden tener a partir de las profundidades de la zona de subducción y hasta la superficie continental. Modificado de Burchardt (2009).
20
Un reservorio geotérmico en ambiente volcánico continental está determinado por la formación, geometría y posterior colapso de una cámara magmática. La cámara magmática se define como un cuerpo parcial o totalmente fundido localizado en la corteza y con aporte de magma de una fuente profunda, un reservorio (magmático). A su vez actúa como un canal de ese magma hacia un área limitada en la superficie, donde se forma un volcán. (Gudmundsson, 2012). La Figura 11 permite mostrar cómo cada estructura volcánica, tal como un estratovolcán, una caldera de colapso, o un volcán en escudo (edificio basáltico), es suplido de magma por medio de una cámara magmática localizada en la corteza. La formación de un edificio volcánico mayor es consecuencia de la existencia de una cámara magmática‐ no al contrario. (Gudmundsson, 2012).
Figura 11. Ilustración esquemática de un edificio volcánico, acá un estratovolcán. La cámara magmática actúa como un reservorio de magma de una zona de acumulación magmática más profunda (aquí (aquí referida referida como reservorio) y una serie de láminas inclinadas, sills y diques (incluidos los diques de alimentación). Muchos de los diques son detenidos, algunas se curvan hasta convertirse en sills. El volcán se yergue en forma de cono porque el magma es conducido por medio de canales en un área limitada en la superficie. Modificado de Gudmundsson (2012).
21
La mayoría de las cámaras magmáticas presuntamente se desarrollan a partir de sills (Menand et al., 2011). Según Gudmundsson (2012), la mayoría de los sills, sin embargo, no llegan a desarrollar una cámara magmática. Por lo tanto, se deben cumplir algunas condiciones especiales para que un sill evolucione a una cámara magmática. Esto incluye que el sill debe (1) ser comparativamente grueso, normalmente de al menos unas decenas de metros (pero depende de la tasa de expansión) y (2) debe recibir magma en forma constante (a través de diques) quedando líquido por un período considerable y teniendo chance de crecer dentro de la cámara. (Gudmusson, 1990). De acuerdo a Gudmundsson (2012), la evolución geométrica de una cámara magmática después del emplazamiento inicial en forma de sill varía considerablemente y depende de muchos factores. Sin embargo, quizás la forma más común del tipo de cámara de cámara magmática, sigue siendo tipo sill. Esta forma de cámara magmática es soportada por la común ocurrencia de sills en áreas volcánicas y la formación de calderas de colapso. Generalmente, una cámara magmática tipo sill es la geometría más favorable para la generación de fallas en anillo a lo largo de las cuáles tiende a darse la subsidencia tipo pistón. (Geyer et al., 2006; Acocella, 2007; Geyer & Marti, 2008, 2009; Gudmundsson, 2011a). La evolución de los sills a cámaras magmáticas grandes como la mostrada por la Figura 12, es por lo tanto como se describe a continuación. Un dique es deflectado a un sill en un contacto donde las propiedades mecánicas y cambios en el estrés local favorecen la formación de un sill. (Gudmundsson, 1990). Si la frecuencia en la inyección de diques es muy alta, tanto que los diques anteriores no tienen tiempo de solidificar antes del arribo de nuevos diques, los diques tienden a ser deflectados una y otra vez donde están los diques anteriores (Gudmusson, 2011b). Sucesivamente los sills se emplazan (normalmente abajo) en los diques anteriores, por lo tanto formando una cámara magmática.
22
Figura 12. Ilustración esquemática de la formación de una cámara magmática generada a partir de la inyección de sills. (a) Un sill se forma en el contacto entre capas de roca de mecánica disimilar. (b) Una inyección consecutiva de diques es atrapada y sus magmas son parcialmente absorbidos por el sill original. (c) El grupo de sills se expande y (d) forma una cámara magmática con forma de sill que suple magma a un volcán. Modificado de Gudmundsson (2012).
En el caso que un dique se inyecte en un cuenca, un desplazamiento reciente en las fallas de la cuenca incrementaría el estrés compresivo horizontal dentro del graben y por lo tanto ayudando a disparar la deflexión del dique hacia un sill. Si la fuente que suple magma es suficientemente grande, el sill se propaga lateralmente hasta que se encuentra una o ambas fallas normales. Muchos sills en zonas de fracturas, tales como cuencas sedimentarias, se conoce, terminan en fallas normales (Fjeldskaar et al., 2008). Por lo tanto, puede ser que muchas de las intrusiones clasificadas como campanas se acumulan dentro cuencas activas. (Gudmundsson, 2012). Ver Figura 13.
23
Figura 13. Evolución de una zona de fracturamiento continental basado en la comparación de modelación con la zona de fracturamiento de Etiopía. Muestra cómo estas zonas de ruptura por desplazamiento de rumbo o cuencas activas, se convierten en un sitio idóneo para el ascenso magmático y la formación de ejes volcánicos. Modificada de Corti (2012).
24
En la Figura 14 se observa como algunas cámaras magmáticas eventualmente se vuelven esféricas o incluso se alargan volviéndose elipsoidales. Una cámara elipsoidal es más fácilmente desarrollada a partir de conductos cilíndricos a poca profundidad, quizás donde se intersecan fracturas tectónicas mayores. (Gudmundsson, 2012). Cámaras magmáticas esféricas como se observa en el caso c, son favorecidas en volcanes sujetos a estados de esfuerzos isotrópicos o cercanos a la isotropía. Aunque esta geometría también puede ser resultado del enfriamiento de la cámara que originalmente tenía otra forma. Una cámara originalmente en forma de sill achatada o alargada esferoidalmente puede cambiar comparativamente a una a una cámara magmática pequeña y esférica. Por lo tanto, muchas cámaras esféricas pueden ser el remanente de cámaras magmáticas más grandes y de formas diversas. (Gudmundsson, 2012). Cámaras magmáticas de larga duración se pueden volver esféricas, particularmente si el tiempo promedio de estrés regional tiende a la isotropía. Con ayuda parcial de los procesos de anatexia (fusión) y quizás deformación dúctil de la roca caja. (Gudmundsson, 2012).Ver
Figura 14. Modelo esquemático de varias posibles formas de cámara magmáticas. (a) Cámaras magmáticas con bordes irregulares (superficies) son térmica y mecánicamente inestables y tienden a suavizar sus irregularidades. (b) Cámara alargadas elipsoidalmente pueden existir debajo de edificios volcánicos, particularmente con conos angostos y de paredes muy empinadas. (c) Cámaras esféricas pueden ser muy comunes, particularmente en etapas tardías. Muchas cámaras de este tipo generan un enjambre de capas inclinadas. (d) Cámaras magmáticas aplastadas o en forma de sill son presumiblemente la geometría más común. Modificado de Gudmundsson (2012).
25
Muchos reservorios de hidrocarburos están separados en sectores, esto es, están compuestos por dominios o partes (compartimientos) que son mecánicamente diferentes de las partes adyacentes o dominios (Economides & Nolte, 2000; Satter et al., 2008). En el caso de los reservorios de hidrocarburos, los sectores son comúnmente dominios con diferente presión de poro y fluidos, así que las presiones en sectores adyacentes del reservorio las presiones pueden ser muy diferentes. La sectorización es usualmente relacionada a fallas cerradas, o sea, fallas con muy baja permeabilidad que separan diferentes partes de un reservorio que impide la migración de fluidos de un sector a otro. (Gudmundsson, 2012). Las cámaras magmáticas compuestas de un solo tipo de magma normalmente no pueden ser sectorizadas. No obstante, como lo indica la Figura 15, muchas cámaras magmáticas contienen magmas de muy diversa composición y ampliamente diferentes térmica y mecánicamente. Aún más, los magmas en una cámara usualmente están en varios estadíos de solidificación, y por lo tanto difieren en temperatura y viscosidad. Por ejemplo, en la parte superior de una cámara magmática basáltica hay parcialmente fundido, o solidificado, magma ácido que puede ser inyectado por diques basálticos y capas inclinadas. (Gudmundsson, 2012).
Figura 15. Los sectores o compartimientos de la cámara magmática pueden ser generados a través de fallamiento, por ejemplo la formación de (aquí (aquí anidadas) anidadas) calderas de colapso. El flujo magmático entre los compartimientos 1 y 5, y 2 y 4 es poco probable sin partimos de que el magma debería migrar primer a través del compartimiento 3. Las diferencias de densidad entre el magma en la parte superior de la cámara y su parte inferior hacen que dicha migración sea poco probable. De la misma forma, el flujo entre los compartimientos 1 y 2, y 5 y 4 es probablemente mínimo, si es que hay. El magma en cada compartimiento por lo tanto, por algún tiempo por lo menos, evolucionará fuertemente independiente de los magmas de los demás compartimientos. Modificado de Gudmundsson (2012).
26
El requisito para toda erupción es que la presión de la cámara magmática sea suficientemente alta para crear inestabilidad en el sistema volcánico. Este exceso de presión se conoce como sobrepresión. Anónimo (2011). Existen varios tipos de disparadores que pueden llevar a una erupción volcánica:
1‐Mezcla de magmas: se observa en la Figura 16 que cuando dos tipos de magmas se mezclan, el resultado puede ser explosivo. Esto por cuanto se da un rápido calentamiento y la liberación de volátiles lo cual ocurre por la movilización del nuevo magma.
Figura 16. Esquema de erupción generada por mezcla de magmas máficos y silíceos en la cámara magmática. Modificado de Eichelberger (2010).
27
2‐Sismos cercanos: sismos moderados hasta los de alta intensidad pueden ocurrir cercanos o dentro de los volcanes. Las ondas sísmicas baten la cámara magmática y el suelo, pueden agitar o remover el magma resultando en un incremento de la presión. Las fracturas de los sismos se pueden extender por debajo o a través de los volcanes resultando en una caída de la presión la cual libera el magma desde sus raíces ubicadas a profundidad. Ver Figura 17.
Figura 17. Esquema de erupción disparada por un sismo. Tomada de Walter & Amelung (2007).
3‐Descompresión: en la Figura 18 se observa como una caída en la presión sobre la cámara magmática puede resultar en un movimiento magmático y en una erupción. La masa de roca sobre la cámara creada por erupciones previas y una corteza deformada actúan como tapón previniendo el magma de explotar desde su fuente profunda. La descompresión puede ser causada por erosión y deslizamientos, pero estos usualmente tienen mínimos efectos en la carga aplicada sobre la cámara magmática.
Figura 18. Esquema de erupción disparada por descompresión magmática. Modificado de ESRF/Hawtin (2014).
28
4‐Derretimiento glacial/erosión glacial: el derretimiento glacial puede causar erupciones volcánicas por el decaimiento de la presión de confinamiento y a través de disparos freatomagmáticos. Un súbito derretimiento de grandes cuerpos de hielo y nieve pueden ocurrir cuando el magma se acerca a la superficie y calienta el terreno tal como lo muestra la Figura 19.
Figura 19. A: emplazamiento de un domo bajo un glaciar. B: derretimiento del glaciar y crecimiento del domo con emisión de vapor. C: derretimiento fuerte del glaciar y colapso del domo con erupción. Modificado de Capra et al. (2015).
29
5‐Deslizamientos/colapsos de los flancos: la Figura 20 ejemplifica como el deslizamiento o colapso de flancos puede generar una erupción por descompresión como se mencionó anteriormente. Eventos suficientemente grandes para desestabilizar un volcán son usualmente resultado de sismos cercanos o internos, o la intrusión de magma, así como lluvias.
Figura 20. Erupción originada ante un deslizamiento de uno de los flancos del volcán Santa Elena, EEUU. Modificado de Moore & Albee (1981).
30
6‐Escape de volátiles: en tanto el magma se mueve hacia la superficie, los gases (volátiles) disueltos en el magma son expelidos debido al decrecimiento en la presión. La Figura 21 es una representación de que en tanto la presión disminuye, una vez que el sello se rompe, el magma se mueve suficientemente cerca de la superficie, el gas se expande rápidamente y tiende a generar una explosión.
Figura 21. Erupción generada por liberación de gases. Modificado de Cashman & Sparks (2013).
7‐Contacto con agua subterránea o agua superficial: en la Figura 22, en tanto el magma se mueve a la superficie, este puede llegar a entrar en contacto con agua subterránea o superficial causando una rápida ebullición y una erupción de vapor (erupción freatomagmática). El magma puede o no, ser arrastrado con el vapor de agua y debris.
Figura 22. Erupción generada por liberación de gases. Modificado de Wohletz & Heiken (1992).
31
De menor posibilidad están:
8‐Marea terrestre: así como el mismo efecto de la atracción gravitatoria del sol y la luna afectan los océanos, se afecta la parte sólida de la tierra. Las mareas terrestres son débiles y resultan de una mínima deformación del suelo; sin embargo, es capaz de inestabilizar un volcán en un punto crítico. El efecto es mayor cuanto más máfico es el magma, y en volcanes activos un incremento en la actividad algunas veces se puede determinar durante una marea alta terrestre. También volcanes activos en locaciones donde la corteza terrestre está adelgazada pueden ser más susceptibles de erupción en una marea terrestre.
9‐Terremotos de gran magnitud distantes: actualmente está en debate si sismos de gran intensidad distantes pueden generar incremento en la actividad volcánica. Se cree que las ondas sísmicas viajan a través del manto y pueden remover magma resultando en un movimiento incrementado. Posiblemente la actividad sísmica ha sido registrada hasta 500km de lejanía, sin embargo podría potencialmente extenderse más allá de eso. Este tipo de disparador puede tomar hasta un año para causar una erupción debido al lento movimiento del magma.
10‐Desglaciación continental: datos históricos implican que en el tanto los glaciares continentales se fundían, esto podía tener un efecto significativo en la periodicidad de las erupciones volcánicas. Con una diminución de la presión en la corteza a partir de láminas masivas de hielo de hasta kilómetros de espesor, las temperaturas del manto pueden incrementarse y el magma puede ascender más libremente hacia la superficie debido a este decrecimiento de la presión de confinamiento.
32
Los apartados anteriores mostraron el contexto tectónico y magmático que permite el emplazamiento de cámaras magmáticas, así como posibles mecanismos disparadores eruptivos. Dependiendo de la magnitud de estos eventos, puede generarse una caldera por excesiva eyección de material piroclástico o mejor conocida como caldera de colapso. Estas calderas constituyen los sitios ideales para almacenar fluidos en una zona de una anomalía térmica y convenientemente aislada, convirtiéndose eventualmente con el tiempo en reservorio geotérmico. Las calderas de flujos de cenizas (y/o ignimbritas) se consideran, son formadas cuando grandes erupciones remueven enormes cantidades de magma de cámaras magmáticas con magma rico en sílice ubicadas debajo de los conos volcánicos. Durante una erupción mayor, la cual comúnmente destruye la estructura volcánica, la cantidad de magma extruido puede ser tan importante que el déficit de masa resultante en la cámara, combinado con el peso de los depósitos de flujos de cenizas que se depositan sobre la superficie, conlleva al colapso hacia adentro del techo de la cámara, resultando en la formación de la caldera de colapso. (Burov & Guillou‐Frottier, 1999). Ver Figura 23.
Figura 23. Ejemplo de caldera de colapso: Imagen batimétrica de Crater Lake, Oregon. Modificado de Klimasauskas (2002).
33
Las calderas pasan por una serie sistemática de etapas de desarrollo relacionadas a intrusión, erupción, y cristalización de la intrusión subvolcánica. Smith & Bailey (1968). A continuación se describen las etapas de colapso de acuerdo a Smith & Bailey (1968). Etapa 1 (Tumescencia regional): la Figura 24 muestra el levantamiento tipo domo de las rocas precaldéricas. Esto debido a la intrusión de magma a niveles someros de la corteza terrestre. Esto da como resultado extensión en la corteza situada sobre la cámara magmática generando fallas anulares. Se dan erupciones piroclásticas menores o de lavas a lo largo de fracturas anulares de escape.
Figura 24. Etapa 1: Tumescencia regional. Tomado de Morton (2010).
Etapa 2 (Erupción ignimbrítica): La erupción de materiales piroclásticos hace que descienda la presión en la cámara magmática y se establezcan las condiciones para el colapso. Tal como lo ilustra la Figura 25, las erupciones ocurren a lo largo de las fracturas anulares o fallas en anillo. Esta etapa usualmente ocurre con la etapa 3. En un entorno subaéreo, erupciones piroclásticas pueden ser relativamente continuas y conducir a la formación de secuencias relativamente gruesas de cenizas de caída, flujos piroclásticos y depósitos tipo surge. Los materiales pueden soldarse. Las erupciones son magmáticas. Erupciones piroclásticas subacuáticas pueden ser episódicas y producir secuencias relativamente gruesas de estratificación de flujos piroclásticos, flujos masivos y depósitos de caída de cenizas. El material puede soldarse con erupciones masivas. Las erupciones son dominantemente magmáticas con actividad hidromagmática secundaria.
34
Figura 25. Etapa 2: Erupción ignimbrítica. Modificado de Morton (2010).
Etapa 3 (Colapso de la caldera): esta se puede observar en la Figura 26, y corresponde al mayor evento dinámico en el desarrollo de un complejo caldérico. Esta fase es acompañada por formación brechas heterolíticas gruesas llamadas meso (menos de 1m de diámetro) y megabrechas (algunos fragmentos de 500m a más de 1km de tamaño). Se generan productos de pérdida de masa durante el colapso que pueden representar una parte sustancial del relleno de la caldera. En algunos lugares se da interestratificación de meso y megabrechas y flujos piroclásticos: erupción y colapso.
Figura 26. Etapa 3: Colapso de la caldera. Tomado de Morton (2010).
35
Etapa 4 (Pre‐resurgencia volcánica/sedimentación): se genera la erupción de flujos lávicos y domos como se observa en la Figura 27, a lo largo de las estructuras anulares o fisuras que limitan la caldera. Lo anterior asociado a la formación de muchos flujos sedimentarios/detríticos de material conforme las paredes son fuertemente erosionadas. Puede darse la omisión de la etapa 5 y saltar a la 6. Se puede generar un complejo de domos en la partes hundidas; también darse emplazamiento de oro epitermal.
Figura 27. Etapa 4: Pre‐resurgencia volcánica/sedimentación. Tomado de Morton (2010).
Etapa 5 (Resurgencia tipo domo o levantamiento en domo): Este levantamiento tipo domo del piso de la caldera se da debido al influjo de nuevo magma en el plutón subvolcánico (cámara magmática), como se muestra en la Figura 28. Puede no darse. Esto lleva al reacomodo del piso de la caldera (levantamiento del centro, con descenso de los bordes) y por lo tanto el desarrollo de nuevas cuencas; esas cuencas unidas por fallamiento se convierten en trampas de sedimentos y lavas. Puede ocurrir la extensiva intrusión de complejos de diques y sills dentro de los estratos de la caldera en esa etapa – etapa – diques en anillo.
36
Figura 28. Etapa 5: Resurgencia tipo domo. Tomado de Morton (2010).
Etapa 6 (Fractura volcánica mayor anular): Se da la erupción de flujos lávicos y domos a lo largo de fracturas anulares o fisuras que bordean la caldera. Asociado a esto se da la formación de muchos flujos de materiales sedimentarios/debris en el tanto hay intensa erosión de las paredes. Se puede generar un complejo de domos en las partes hundidas. Ver Figura 29.
Figura 29. Etapa 7: Actividad final fumarólica y nacientes termales. Tomado de Morton (2010).
El esquema de la Figura 30, pone en manifiesto como las condiciones de colapso obedecen a relaciones matemáticas de forma, tamaño, profundidad y grosor de las cámaras magmáticas. En su trabajo “Thermomechanical behavior of large of large ash flow calderas”, Burov & Guillou‐Frottier (1999) realizaron una serie de modelaciones numéricas, para simular los esfuerzos y posibles rupturas estructurales asociadas al colapso de una caldera como las indicadas anteriormente, de esta forma generando diferentes escenarios al variar las características geométricas de las cámaras magmáticas.
37
Figura 30. Escenarios de ruptura por colapso variando geometrías de la cámara magmática, en este caso sin sufrir deformación regional tectónica. Dependiendo de la geometría la cámara puede no colapsar como en el caso de 2R/H= 1 (cámara magmática de poca extensión lateral), colapsar parcialmente como el caso 2R /H = 2.4, puede colapsar completamente, 2R/H= 5, o incluso en cámaras muy grandes, generar múltiples estructuras de colapso concéntricas, 2R/H= 15. 2R: tamaño horizontal de la caldera y H: espesor de la cámara magmática sobre presurizada y d: profundidad de la cámara magmática. Modificado de Burov & Guillou‐Frottier (1999).
Del modelo anterior se puede derivar que una cámara magmática dependiendo de su geometría y ubicación, puede presentar múltiples colapsos, permitiendo así los diversos estadíos conforme evoluciona, acorde a las etapas definidas por Smith & Bailey (1968).
38
Las calderas de colapso poseen una serie de estructuras y distribución de materiales que permitirán la formación del reservorio. Estas características deben conocerse adecuadamente para poder identificar los potenciales yacimientos geotermales. Un modelo simplificado de caldera incluye los siguientes elementos estructurales y morfológicos mayores: borde caldérico, pared topográfica interior, fallas límite (si están presentes), piso estructural de la caldera, relleno intracaldérico (principalmente toba cinerítica de flujo y deslizamiento de debris de la paredes de la caldera), y la cámara magmática subyacente o plutón solidificado (Lipman, 1984).
A continuación se describe cada uno de los rasgos estructurales asociados:
1‐Borde topográfico: corresponde al escarpe que limita el área deprimida de la caldera,
después de las cuáles yace ampliamente imperturbada la pendiente volcánica externa. Ver Figura 31.
Figura 31. Modificado de Lipman (1997).
39
2‐Pared topográfica interna: como lo revela la Figura 32, típicamente es más pronunciada
en sus partes superiores, genera acantilados escarpados comúnmente en calderas recientes, pero tiende a un perfil cóncavo que se aplana conforme desciende la ladera. Esto se genera como respuesta no a fallamiento, si no a ensanchamientos por deslizamiento y caída de rocas de en paredes muy verticales durante y posterior a la formación de la caldera. En la de base de la pared de la zona ampliada de la caldera, materiales de relleno intracaldéricos pueden depositarse contra los bordes fallados de la caldera que están sin modificar por hundimiento gravitacional. En planta, las paredes topográficas de la mayoría de calderas de ceniza por flujo son festoneadas por escarpes de deslizamientos individuales y caídas de rocas. En muchas calderas multicíclicas, grandes y tardías erupciones tienden a causar subsidencia del área completa de la anterior caldera, y las estructuras menores de subsidencia tienden a caer dentro de esta última caldera. (Lipman et al., 1996).
Figura 32. Modificado de Lipman (1997).
3‐Collar de colapso: el material removido por desgaste y retroceso de los escarpes definen
este collar de colapso. Corresponde al volumen de roca que yace entre la pared según se observa en la Figura 33.
40
Figura 33. Modificado de Lipman (1997).
corresponden a fallas arqueadas (fallas en anillo) expuestas en algunas calderas fuertemente erosionadas (principalmente de 5km o más de diámetro). La presencia de fallas de borde en algunas calderas menos erosionadas pueden ser inferidas de la distribución de puntos de emisión post colapso, levantamiento resurgente simétrico de las rocas volcánicas del relleno de la caldera, y evidencia de puntos de emisión de la erupción que formaron la caldera, a lo largo de segmentos arqueados marginales de la caldera (Smith & Bailey, 1968; Bacon, 1983; Hildreth & Mahood, 1986). Las fallas en anillo pueden acomodar levantamiento, así como así como subsidencia. (Lipman, 1997). 4‐Fallas del borde:
Como se observa en la Figura 34, las fallas en anillo pueden buzar fuertemente hacia adentro a niveles corticales someros, verticalizándose, y buzando hacia afuera a niveles justo sobre la cámara magmática dentro de la cual la caldera subsidió. (Lipman, 1997).
41
Figura 34. Modificado de Lipman (1997).
5‐Relleno intracaldérico (futuro reservorio geotermal): Los rellenos intracaldéricos son la
evidencia clave de los procesos caldéricos, porque la mayoría o todas las calderas grandes colapsan por erupciones asociadas, y se acumulan varios kilómetros de tobas de flujo de ceniza intercaladas con brecha de deslizamiento de la paredes de la caldera dentro de la zona hundida. (Lipman, 1997). Según se observa en la Figura 35, las tobas y brechas que se acumulan concomitantes con la subsidencia de la caldera, la mayoría de calderas pre‐holocenas están parcialmente a completamente rellenadas por lavas más jóvenes más jóvenes y tobas eruptadas por puntos de emisión posteriores al colapso de la caldera, debris sedimentario erosionado de macizos volcánicos a mayor elevación, y depósitos volcánicos de centros separados. Dichos depósitos post caldéricos tienden a ocultar las estructuras volcánicas primarias, especialmente en calderas no resurgentes, impidiendo la interpretación de los procesos de subsidencia e incluso ocultando la presencia de algunas grandes calderas. (Lipman, 1997).
42
Figura 35. Modificado de Lipman (1997).
el piso estructural es el terreno de la superficie precaldérica, en contraste con el piso topográfico caldérico expuesto en la superficie dentro de una caldera joven. La mayoría del fallamiento en los rellenos intracaldéricos están documentados por aspectos estratigráficos que ocurrieron no en el período de subsidencia, si no durante el levantamiento resurgente o algún otro levantamiento del piso de la caldera, como indican desplazamientos de todas las unidades de la caldera. (Lipman, 1997). 6‐Piso de la caldera:
Las fallas de crecimiento, conforme son más superficiales tienden a un menor desplazamiento, y deben estar presentes dentro del relleno penecontemporáneo al colapso, si es que el piso de la caldera fuese fuertemente dislocado durante el hundimiento. (Lipman, 1997). Ver Figura 36.
43
Figura 36. Modificado de Lipman (1997).
7‐Cámara magmática sub caldérica: las observadas por erosión tienen en común, haber
sido emplazadas a pocos kilómetros de la superficie volcánica regional, con las zonas de los techos sobresaliendo en el relleno intracaldérico de la caldera asociada. Lipman (1984). La acumulación de magma silíceo de baja densidad en una cámara grande y somera, puede generar levantamiento y estrés tensional en la superficie, pudiendo ser importante en el disparo de fallamiento anular y permitiendo el colapso de la caldera (Gudmundsson, 1988; Marti et al., 1994).
Las calderas de colapso (posteriormente reservorios geotermales), poseen propiedades que les permiten contener suficiente energía calórica para dar paso a procesos de alteración hidrotermal y posterior sellado del yacimiento. Estos procesos a su vez, son viables gracias al mecanismo de emplazamiento de las rocas en el medio, propiedades particulares de conducción térmica de las rocas, de estructuras de origen vulcano‐tectónicas, y de la relación espacial que estas tengan entre sí tal sí tal como lo presenta la Figura 37. Compilaciones de datos de conductividad térmica desde las primeras medidas realizadas por Smith (1960) muestran que los flujos de tobas tienen alta pero muy variable porosidad (entre 3 y 50%). Así mismo Así mismo las tobas (y tobitas) corresponden a la familia de rocas volcánicas que poseen la menor conductividad térmica posible. (Burov & Guillou‐Frottier, 1999). 44
Las fallas en anillo y fracturas están localmente rellenadas por rocas con abundante cuarzo (Clauser & Huengues, 1995), el cuál es probablemente más conductor que el resto de rocas tal como se expone en la Figura 38 y Figura 39. Esto soportando por estudios (Guillou‐ Frottier et al., 1996) que sugieren altos valores de conductividad térmica para cuarcitas, 4 veces más alto que unidades de flujos de tobas intracaldéricas. (Burov & Guillou‐Frottier, 1999).
Figura 37. Diagrama de modelo termal usado para investigar los efectos de la refracción calórica en medios caldéricos. En dicho modelo se observa como la zona de reservorio y la zona de falla tienen coeficientes distintos, y fuera del reservorio, en la roca caja su conducción térmica tiende a infinito. Modificado de Burov & Guillou‐Frottier (1999).
Es obvio que un contraste de conductividad térmica tan alto entre las secuencias de rellenos de la caldera y los bordes de la caldera pueden modificar los patrones de transferencia de calor en estado de equilibrio. Por lo tanto, si el ancho de las fallas de los bordes esencialmente se incrementa con la profundidad como sugiere Rytuba (1994), uno podría esperar que la alta conductividad térmica de las fallas en anillo que rodean los flujos de tobas de la intracaldera tenga un efecto termal significativo, “canalizando” parte del flujo de calor lateral. Se debe sin embargo aclarar, que las rocas ricas en cuarzo se vuelven menos conductoras cuando la temperatura incrementa, donde las unidades de flujos tobáceos se vuelven menos porosas (y menos aislantes), esto conforme se incrementa la profundidad. O sea que un contraste de conductividad térmica entre los flujos tobáceos y las fallas de las calderas debe ser dependiente de la profundidad. (Burov & Guillou‐Frottier, 1999). 45
Figura 38. (a) Conductividades térmicas de las rocas presentes en calderas (de Clauser & Huenges, 1995). (b) Rocas ricas en sílice presentes en los bordes de fallas caldéricas son buenos materiales conductores térmicos, en tanto que tobas (y tobitas) son malos conductores térmicos. Modificado de Burov & Guillou‐Frottier (1999).
46
Figura 39. Campo térmico dentro y en las periferias de una caldera para dos casos. A la izquierda, los resultados para una falla sin espesor; a la derecha, resultados para una falla con ancho fw=0.1 para enfatizar la anomalía térmica. Las isotermas se levantan por el efecto de asilamiento de las ignimbritas. El flujo de calor f f es es continuo a través de las discontinuidades verticales, contrario al gradiente de temperatura horizontal g. Cuando no hay ancho, el gradiente de la temperatura cerca de la falla muestra una variación pequeña conforme se incrementa la profundidad, en contraste al caso de la derecha. Para grandes espesores, las variaciones de G y F respecto a la profundidad muestran que el ancho de la falla cuenta para la transferencia lateral de calor de las ignimbritas a la roca caja. La superficie (z=0) las anomalías G0 y F0, sin efectos notables (el calor muestra un pico sobre la falla conductora). Modificado de Burov & Guillou‐Frottier (1999).
Dos efectos termales deberían tener mayor influencia en la evolución del sistema postcaldérico: (1) la difusión de calor del cuerpo magmático caliente y (2) y la cobertura térmica aislante ignimbrítica. (Burov & Guillou‐Frottier, 1999). De la imagen anterior se deduce que los campos geotérmicos se comportan como buenos almacenes de calor, toda vez que transfieren en su mayoría, pobremente el calor, por lo tanto sirviendo de almacenes. A su vez cualquier estructura mayor dentro de un campo geotérmico activo con alto nivel de silicificación debe poseer una marcada influencia térmica, mayor que los alrededores.
47
Estudios geológicos estructurales indican que la permeabilidad de las fallas se vuelve evidente en la producción de fluido caliente a la superficie por la presencia de nacientes termales, debido a que se encuentran comúnmente en zonas irregulares tales como extremos de fallas, intersecciones, escalones o superposiciones, y cambios de rumbo. La tensión activa en estas irregularidades puede resultar en fracturas abiertas en superficies de falla recientes, bloques en la falla, repetida ruptura, y concentraciones de tensiones residuales, que también pueden ser selladas con el tiempo por mineralización. Una revisión detallada de patrones permeables en ambientes geotérmicos sugiere que la permeabilidad cerca de irregularidades se desarrolla en zonas de estrés tensional secundario y zonas de redes de fracturas de cizalla‐extensional o zonas dañadas con base en abundantes nacientes termales, alteración y locaciones con fumarolas, y una amplia localización de campos geotérmicos en zonas de cizallamiento y superposición por tracción, tal como lo muestra la Figura 40. (Melosh, 2015).
Figura 40. Imagen que muestra las características estructurales idóneas para sistemas geotermales de la región del Great Basin. A. Fallas normales principales. B. Inflexión en una falla normal principal. C. Terminación de falla o terminación o terminaciones, también llamada cola de caballo. D. Falla escalonada o con ruptura en escalones abierta por fallas conectadas menores. E. Intersección de falla. F. Zona de reacomodo, consiste en un corredor enrejado opuesto al buzamiento de las fallas normales. G. Zona de transferencia por desplazamiento, donde una falla principal de cizalle termina en un arreglo de fallas normales. G. Pull‐apart transtensional en una zona de cizalle. Modificado de Faulds & Hinz (2015).
48
De acuerdo a Kahiga (2014), los ejes vulcanotectónicos son estructuras que involucran tanto lavas como fallamiento. Por lo tanto, ambas actividades volcánicas y tectónicas dan lugar al crecimiento de sistemas de fracturas bien desarrollados que son importantes zonas acuíferas y que contribuyen a la permeabilidad. Estos sistemas de fracturas permeables acuíferas se conocen como hidrofracturas y de acuerdo a Gudmundsson et al. (2002), incluye todas aquellas fracturas que están impulsadas a estar abiertas por sobrepresión de fluido, indistinto si se trata de gas, aceite, magma, agua geotérmica o agua subterránea. Una hidrofractura es parcial o totalmente generada por presión interna del fluido que forma su trayectoria mediante la unión de discontinuidades en la roca caja al final de su extensión. Las discontinuidades incluyen contactos, uniones, fallas, y otros tipos de zonas de debilidad. Cuando una discontinuidad tiene un relleno, por ejemplo minerales secundarios o brechas de falla, su rigidez y fuerza de tensión puede acercarse a la del relleno. Comúnmente, la rigidez de la roca caja y la de la discontinuidad son diferentes, y las concentraciones de estrés en sus contactos favorecen el desplazamiento y la propagación de la fractura en la discontinuidad. Por lo tanto, una discontinuidad sujeta a un campo de esfuerzos adecuados tiene comúnmente una fuerte tendencia a desplazarse y, por ende, a mantener una cierta permeabilidad paralela a esta. (Gudmundsson et al., 2002). Los fluidos en un reservorio fracturado son ampliamente, y quizás totalmente, controlados por la permeabilidad de su red de fracturas. Para que un fluido migre de un punto A a otro punto B en un reservorio, debe haber al menos un grupo interconectado de fracturas que una estos dos puntos. La Figura 41 muestra que la permeabilidad asociada con una fractura individual está principalmente controlada con su grado de apertura, eso quiere decir que la tasa de flujo a través de una fractura es proporcional al cubo de su apertura. (Sonja et al., 2007).
49
Figura 41. En tanto no haya grupos de fracturas interconectadas entre dos sitios A y B en un reservorio fracturado (superior izquierdo) la permeabilidad será baja. Tan pronto existe ese sistema de fracturas (superior derecha), la permeabilidad del reservorio incrementa rápidamente (inferior): se alcanza el umbral de percolación. Modificado de Sonja et al. (2007; modificado de Stauffer & Aharony, 1994).
En medios heterogéneos, por ejemplo en estratos rocosos, por contacto, muchas fracturas se restringen, especialmente en contactos entre capas con propiedades mecánicas muy distintas. Las fracturas que se restringen a un solo tipo de capa son conocidas como estratoligadas, en tanto que las que no posee tanta restricción son no‐estratoligadas (Odling et al., 1999). Un reservorio donde la mayoría de fracturas son estratoligadas es poco probable que desarrolle un sistemas de fracturas interconectadas, a diferencia de uno de fracturas no‐estratoligadas como lo muestra la Figura 42. Por lo tanto, un reservorio de fracturas estratoligadas no podrá alcanzar el umbral de percolación necesario para una permeabilidad significativa. (Sonja et al., 2007).
50
Figura 42. Fracturas en forma de T pueden ser resultado donde la hidrofracturación topa con una discontinuidad horizontal débil, acá el contacto inferior entre los estratos A y B. Modificado de Gudmundsson et al. (2002).
Está claro entonces que los fluidos en un reservorio geotérmico requieren de un patrón de estructuras permeables y no sólo permeabilidad estratoligada, o sea requiere de fracturas tipo falla. Por otro lado, una fractura rellena de fluido siguiendo una falla no es un plano principal de esfuerzo si no que más bien una referencia para el esfuerzo normal en aquella parte del plano de falla donde la migración de fluido se da. El esfuerzo normal será diferente para una falla normal y una de cizalle, en cuyo caso la sobrepresión y abertura, y por lo tanto el transporte de fluidos, puede diferir entre estos tipos de fallas. Gudmundsson et al. (2002). Las características hidrogeológicas de una zona de falla pueden verse con detalle en la Figura 43.
51
Figura 43. Las unidades principales hidrogeológicas de una zona de falla son la zona dañada y el núcleo. El desplazamiento de la falla es principalmente a lo largo del núcleo, o sus contactos en la zona dañada. El transporte de fluidos a lo largo del núcleo es mejor modelada como un flujo en un medio poroso, excepto durante fallamiento sismogénico cuando debería modelarse como un medio fracturado. Gudmundsson et al. (2001). Por el contrario, el flujo por la zona daña es mejor modelado como un flujo a través de un medio fracturado. Gudmundsson et al. (2002). Modificado de Torti et al. (2003).
Muchos autores han intentado relacionar los daños de las fracturas relacionados con las fallas y el ancho de la zona dañada con la mecánica responsable para su formación. La Figura 44 compila los procesos principales que han sido sugeridos para la producción de zonas fracturadas dañadas en los alrededores de las fallas (Wilson et al., 2003; Blenkinsop, 2008; Mitchell & Faulkner, 2009).
52
Figura 44. Procesos responsables de la creación de daños externos a las zona de falla resultando en zonas dañadas (a partir de). El daño en la figura muestra como modelo I fracturas que rodean la falla. Los modelos a la izquierda de cada muestran el estado inicial, en tanto que las de la derecha muestran el estado evolucionado. (a) Muestra daño a partir de la coalescencia de microfracturas; (b) muestra daño a partir de la unión de estructuras; (c) presenta el daño a partir del crecimiento de una fractura que involucra una “zona procesada”; (e) presenta daño de una fractura co‐sísimica, donde vr es la velocidad de ruptura y (f) muestra como una combinación de todas estas puede producir un patrón complejo de zonas dañadas que rodean el núcleo de la falla. Basado en Mitchel & Faulkner (2009), Wilson et al. (2003), y Blenkinsop (2008). Modificado de Faulkner et al. (2010).
53
Solumn et al. (2005) también menciona que estos patrones complejos de zonas dañadas o fábricas tipo gouge serían idóneas para el paso permanente de fluidos, y Faulkner (2004) agrega que la permeabilidad paralela a la falla se espera sea condicionada por los alrededores de la zona fracturada dañada que circunda la fábrica gouge. Para un flujo perpendicular a la zona de falla, la permeabilidad de la falla gouge así como así como la continuidad de la capa gouge serán factores limitantes. Un ejemplo un enrejado de fracturas con migración de fluidos geotermales como las descritas se puede observar en la Figura 45., correspondiendo al modelo de la Isla Viti Levu (parte de la República de Fiji), de la cual Cox (1982) menciona como un sitio de recursos de baja temperatura por los cuáles migran fluidos a la subterráneos de entre 90 y 115°C; y de la cual Rahiman & Pettinga (2009) mencionan como fallas activas que generan sismos de diversa magnitud.
Figura 45. Diagrama conceptual mostrando la relación entre sismicidad (tanto grandes como sismos menores), y la activación de segmentos de falla y fallas de desplazamiento mayor dentro de un marco de enrejado de fallas. Modificado de Rahiman & Pettinga (2009).
54
Otro ejemplo se puede apreciar en la Figura 46., el cuál es un modelo conceptual que recopila la evolución de la mayoría de estructuras del volcán Aluto (Etiopía), que controlan el vulcanismo superficial y la migración de los fluidos geotermales.
Figura 46. Imagen que muestra (A) La evolución estructural previo a la formación del volcán Aluto (Etiopía), (B) El desarrollo de la caldera de colapso, y (C) el estadío post colapso y la migración de fluidos por contactos estratigráficos y principalmente por estructuras vulcano‐tectónicas. Modificado de Hutchison et al. (2015).
De acuerdo a Melosh (2015) la localización de blancos de perforación a través del patrón de fracturas empieza por la interpretación del sentido reciente de deformación local en irregularidades de las fallas y edificios volcánicos, basado en los campos de esfuerzos, en áreas con tipos de rocas apropiadas para identificar la red de distribución de fracturas abiertas en la vertical, en áreas cuya extensión lateral se basa en la comparación de campos similares. La geometría de estos patrones son extrapolados a profundidad para identificar objetivos de perforación. 55
Una vez que se tienen las condiciones de almacenamiento con un medio ampliamente fracturado, y su correspondiente anomalía térmica, el reservorio debe ser llenado por agua, que posteriormente será calentada y contenida en un espacio sellado aislado del exterior (fuera de la caldera) y presurizado. Estas aguas se convertirán en aguas hidrotermales. Maksaev (2001) menciona que los datos provenientes de fuentes termales, aguas de minas, túneles, sondajes, inclusiones fluidas de minerales y rocas indican que hay cinco fuentes de aguas hidrotermales:
Aguas meteóricas: incluye aguas superficiales y subterráneas (acuíferos o napas de aguas subterráneas).
Aguas marinas: agua de los océanos.
Aguas connatas o de formación: aguas que quedan atrapadas en los intersticios o poros de secuencias de rocas y aguas meteóricas de penetración profunda.
Aguas metamórficas: aguas liberadas
por
cambios
mineralógicos
de
minerales hidratados a minerales anhidros.
Aguas magmáticas: aguas primarias derivadas de procesos ígneos que dan origen a rocas intrusivas y volcánicas.
La química de fluidos geotérmicos cercanos a un pH neutro está determinada por la interacción de celdas convectivas de agua meteórica con la roca caja, y una componente inferida de fluido magmático (Giggenbach, 1980, 1981, 1984, 1986, 1988). El contenido gaseoso de los fluidos ascendentes, el cuál es muy variable (Hedenquist & Henley, 1985), está ampliamente determinado por el aporte magmático (Giggenbach, 1986). Fluidos de pH casi neutro están presentes en zonas de ascensos de la mayoría de sistemas geotérmicos (Browne, 1978; Henley & Ellis, 1983). En las rocas volcánicas estos fluidos resultan en un arreglo de alteración estable incluyendo minerales tales como el cuarzo, albita, adularia, ilita y /o esmectita, clorita, zeolitas y otros calcosilicatos, calcita, pirita y sulfuros metálicos. Esta distribución de algunos minerales (particularmente de las arcillas, zeolitas y calco‐silicatos) es sensible a la temperatura, y refleja las isotermas en sistemas activos. (White & Hedenquist, 1990). 56
Algunos depósitos epitermales están asociados con alteración argilítica avanzada que se produce a mayores temperaturas (Rye et al., 1989). La roca caja puede también evidenciar lixiviación ácida, dejando únicamente sílice residual. White & Hedenquist (1990). Lixiviación amplia de las rocas por flujos de ácidos calientes ascendentes pueden ser resultado de una contribución directa, sin reaccionar de volátiles magmáticos tales como tales como HCl, HF y SO2. (Bethke, 1984; Hendenquist, 1987). Estos fluidos son distintos de la mayoría de fluidos geotermales en tanto no pudieron interactuar suficiente con la roca caja para neutralizarse. (White & Hedenquist, 1990). En la superficie de sistemas geotermales, las aguas son calentadas por a partir de la interacción y condensación de vapor y H2S separado de los fluidos subterráneos en ebullición. El sulfuro se oxida a sulfato cerca de la superficie, generando por lo tanto acidez, la cual resulta en áreas con alteración argilítica. (Browne, 1984). El típico arreglo mineralógico producto de aguas superficiales ácidas calentadas por vapor incluye arcillas caoliníticas, alunita y cristobalita así como así como también sulfuro nativo y pirita. La mayoría de la oxidación ocurre en la zona vadosa, por lo que la condensación del vapor y gases por debajo de este punto resulta en la formación de aguas enriquecidas en CO2 en las márgenes y sobreyaciendo el reservorio geotérmico. (White & Hedenquist, 1990). La dilución de fluidos ascendentes (por aguas marginales o agua somera) es el otro proceso (aparte de ebullición) que ocurre en el ambiente geotermal. (Giggenbach & Stewart, 1982). Las condiciones anteriormente mencionadas se pueden ver en el modelo que expone la Figura 47.
57
Figura 47. Perfil esquemático ilustrando las características geológicas e hidrológicas de los depósitos de cuarzo‐(caolinita)‐ alunita y adularia‐sericita. Las características mostradas evolucionan con el tiempo; y no necesariamente se dan al mismo tiempo. Ambientes locales de depósitos de baja sulfuración incluyen: (A) fallas que limitan cuencas (B) mineral diseminado en las rocas sedimentarias (C) filones o vetas de desgasificación, ricos en CO2, bajo contenido de sulfuro, sistemas de baja sulfuración; (E) pórfido asociada a filón tipo stockwork, etapas ricas en sulfuro (sulfuración intermedia), etapas pobres en sulfuros y (H) reemplazo diseminado asociado a los depósitos de tipo pórfido y depósitos tipo stockwork, incluye agua de mar: sulfuros. Ejemplos de entornos de alta sulfuración incluyen: (D y G) alteración argílica avanzada por calentamiento de vapor (cuarzo‐caolinita‐alunita); (F) magmático‐hidrotermal, cuarzo en oquedades por alta sulfuración (± aluminosilicatos, corindón, alunita). El fluido se desplaza paralelo a las isotermas. Zonas de flujo ascendente se muestran esquemáticamente mediante isotermas con flechas. La desgasificación volcánica se refiere a la desgasificación magmática impulsada por despresurización durante el emplazamiento (“primera ebullición”). La desgasificación no volcánica se refiere a la exsolución de vapor durante la cristalización (“segunda ebullición”). El SO2 se inestabilidad a H2S y H2S04 durante el ascenso por debajo del medio ambiente (F). Nótese que la circulación libre ocurre sólo en la corteza arriba de los 400°C. Modificado de Taylor (1996).
Las condiciones de Temperatura (T) y presión (P) del medio para rocas metamorfizadas de alto grado a T sobre los 400°C son estimadas usando equilibrios termodinámicos. En principio, esta misma aproximación puede ser usada para rocas de bajo grado (diagénesis temprana hasta condiciones metamórficas), donde se dan evoluciones minerales típicas como la transición de esmectita→ ilita/esmecta → ilita → muscovita, que son observadas conforme incrementa la temperatura, la cual está asociada a cambios continuos de la composición mineral. Vidal et al. (s.f.). Las arcillas esmectita y esmectita‐ilita son producto de la alteración de la roca en la zona de 50 a 200°C sobre y alrededor de la mayoría de sistemas volcánicos geotérmicos de alta temperatura y pH neutro. (Browne, 1978). La “cobertura” arcillosa de esmectita es un componente activo de la hidrología geotérmica, usualmente sellando en forma parcial la parte superior y los lados del reservorio, creando 58
acuíferos colgados en la zona vadosa que sobreyacen los reservorios de alta temperatura. La alteración arcillosa dentro del propio reservorio es más del tipo clorita e ilita. (Gunderson et al., 2000). Los arreglos de alteración incluyen esmectita o una capa mezclada de ilita‐esmectita típicamente encontrada a temperaturas por debajo de los 200°C. Gunderson et al. (2000). Jennings & Thompson (1986) y Harvey & Browne (1991) demostraron que en ambientes geotérmicos, la esmectita pura es estable solamente cercana a los 70°C si hay una completa interacción agua‐roca y un adecuado abastecimiento de iones. No obstante, una incompleta interacción agua‐roca mostrando una baja permeabilidad lejos de los canales de migración de los fluidos usualmente da como resultado la presencia de esmectitas en la matriz rocosa alrededor de los 150°C. (Gunderson et al., 2000). Una capa arcillosa interestratificada de ilita‐esmectita (I/S) con proporciones variables de estas arcillas se encuentra conforme aumenta la temperatura. Estas arcillas van incrementando su proporción de ilita y mayor ordenamiento de sus estructuras cristalinas, cuanto mayor es la temperatura. Es común tener ambas, arcillas de ilita e I/S bien ordenada donde la interacción agua ‐roca es incompleta, dichas estructuras I/S pueden persistir arriba de los 200°C. La transición a ilita pura, típicamente se observa alrededor de los 200‐240°C. (Gunderson et al., 2000). En la siguiente Figura 48 se puede observar un modelo de la distribución de la capa sello en relación con las isotermas y la fuente de calor.
Figura 48. Modelo conceptual de un sistema geotérmico genérico con surgencia a >300°C entrando a un reservorio fracturado >250°C aislado mediante una zona de arcillas tipo esmectita (amarillo). Modificado de Cumming & Mackie (2010).
59
Si bien en los argumentos mencionados anteriormente involucran conceptos de celdas de convección y mezcla de fluidos, así como así como recarga meteórica, se debe tener claro que una vez sellado el reservorio como los reservorios geotermales en medios volcánicos antiguos como los de Costa Rica, no puede darse el ingreso de fluidos de menor temperatura a menos que se abata la presión del reservorio, favoreciendo el colapso de las grietas laterales o ubicadas en el techo del reservorio, por donde ingresarían nuevos acuíferos al sistema, en cuyo caso las aguas se desequilibrarían químicamente. En la imagen Figura 49 se unen los conceptos estructurales, vulcanológicos, y se enlaza conceptualmente la localización de la capa sello (capa confinante), que permite la presurización del sistema.
Figura 49. Imagen esquemática de un campo geotérmico en una caldera colapsada. Como se observa, cuando el reservorio está formado, el sellamiento inferior por se da por materiales de baja permeabilidad de la roca caja, cercanos a la fuente de calor, lateralmente por la presencia de diques en anillo con presencia de coignimbritas (mega brechas) o lavas que pueden llegar a formar domos, y finalmente en la parte superior, por la presencia de la capa sello (arcillas de esmectita y transición esmectita‐ilita). Todo lo anterior además de la presión y temperatura, impiden el ingreso natural de agua superficial. Por ende la sostenibilidad del yacimiento recae en realizar una adecuada política de reinyección. Modificado de Dwi (2011).
60
La Geofísica se basa en la aplicación de principios físicos para estudiar el subsuelo terrestre, mediante la medición en o cerca de la superficie, la cual a su vez está influenciada por la distribución de propiedades físicas de dicho subsuelo. Mariita (2009). Un método alternativo de investigación de las condiciones del subsuelo es mediante la perforación, sin embargo es un método caro y provee de información de carácter restringido o puntual. Las investigaciones geofísicas, aun cuando están propensas a fuertes ambigüedades, proporcionan información del subsuelo en forma rápida y de relativo bajo costo. La investigación geofísica no omite la perforación, pero, correctamente aplicada, puede optimizar los programas de exploración, al maximizar el rango de cobertura del subsuelo, disminuyendo así la así la necesidad de perforación. (Mariita, 2009). El problema en las investigaciones geofísicas es la ambigüedad en la interpretación de los datos geológicos del subsuelo. Esto sucede porque diversas configuraciones geológicas pueden reproducir una misma medida observada. La limitación básica es provocada por el hecho inevitable de que las investigaciones geofísicas intentan resolver un problema complejo inverso. A pesar de esta limitación, la Geofísica es una importante herramienta de investigación del subsuelo. (Mariita, 2009).
El parámetro geofísico más comúnmente correlacionable con la distribución general de permeabilidad de los campos geotérmicos, es la resistividad. Los sistemas hidrotermales producen esmectita y una mezcla de arcillas de alteración de esmectita‐ilita en las rocas sobre un rango amplio de temperatura sobre los 100°C y por debajo de los 200°C. (Essene & Peacor, 1995). Debido a su alta capacidad de intercambio catiónico, la arcilla esmectita es la causa principal del patrón de baja resistividad observado sobre y lateralmente en la mayoría de los reservorios geotérmicos (Ussher et al., 2000), permitiendo así que la resistividad sirva de guía en la exploración geotérmica. Sin embargo, dichas arcillas también inhiben la formación de zonas permeables en la parte superior y márgenes de los reservorios, aun cuando sean intersecadas por fracturas, y por lo tanto el entendimiento de la geometría de la alteración de arcillas de baja resistividad es importante para la localización de blancos de perforación (Davatzes & Hickman, 2009). Se deduce de lo anterior, que si se relaciona la resistividad con la presencia de arcillas del tipo esmectita o transiciones del tipo ilita‐esmectita, también se puede asociar la 61
resistividad como la respuesta física producto de procesos hidrotermales que en un momento dado permitieron metasomatismo, y que en sistemas activos pueden relacionarse a la capa sello de un reservorio. Por lo tanto, la distribución tanto horizontal como vertical de estas especies de arcillas puede asociarse a la distribución de la temperatura en el área analizada, permitiendo así la así la localización de blancos de perforación con mayores criterios de probabilidad. Esto puede observarse en la Figura 50 y Figura 51, donde se presentan modelos reales y conceptuales de lo antes expuesto.
Figura 50. Estructura resistiva general de las áreas de alta temperatura en Islandia. Modificado de Flóvenz et al. (2012).
Figura 51. a) Modelo conceptual simple de un sistema geotérmico. Basado en Pellerin et al. (1996), Ussher et al. (2000) y Anderson et al. (2000). b) Ejemplo de típico sondeo MT (resistividad aparente y respuesta de la fase) registrada del sistema geotérmico Menengai (Kenia). Modificado de Armadillo et al. (2015).
62
Debido a que la Magnetotelúrica (MT) es típicamente el método más efectivo en relación al costo a la hora de visualizar la resistividad, si la base de la capa sello sobre un reservorio geotérmico está por debajo de los 500 a 1000m de profundidad, es el principal método geofísico escogido para exploración geotérmica. (Cumming & Mackie, 2010).
El método fue introducido por Tikhonov (1950) y Cagniard (1953) y desarrollado posteriormente por Cantwell (1960) y Vozoff (1972, Vozoff (1972, 1991). El MT consiste en un método de exploración pasivo electromagnético (EM) que mide las componentes ortogonales de los campos eléctrico y magnético de la superficie de la Tierra. Las variaciones generadas en forma natural en el mismo son la fuente de la señal, proveyendo de un amplio y continuo espectro de ondas del campo EM que inducen corrientes dentro de la tierra (corrientes de Eddy). Estas corrientes de inducción contribuyen a la medición de los campos en la superficie y contienen información acerca de estructuras conductivas subterráneas que van desde algunas decenas hasta cientos de kilómetros de profundidad. (Rosenkjaer, 2011).
En resumen, según Milligan & Thiel (s.f):
Los cambios en el campo magnético (H) son la fuente de señal.
Se asumen que la fuente de señal magnética es plana horizontal.
Las variaciones en el campo eléctrico (E) son las respuestas a estas señales.
La relación entre campos (E/H) provee las medidas de resistividad de las estructuras subterráneas.
Es un proceso de difusión de ondas basada en las ecuaciones de inducción electromagnética de Maxwell.
Las fuentes de variación en el campo magnético de la Tierra dependen de la frecuencia de los campos EM. Para frecuencias altas, o mayores de 1HZ la más fuente más importante son las descargas por tormentas en la región ecuatorial de la Tierra. Para la generación de frecuencias bajas o menores a 1Hz, su fuente principal consiste en la interacción con la magnetósfera terrestre y los vientos solares. Cuando se encuentran en la magnetopausa, protones y electrones en el plasma del viento solar, son deflectados en direcciones 63
opuestas, generando un campo eléctrico. Variaciones en la densidad, velocidad e intensidad del viento solar producen cambios en el campo EM que varían con el tiempo. Rosenkjaer, (2011). La Figura 52 y la Figura 53 muestran el origen de emisión de esos campos EM y su distribución por banda.
Figura 52. Partículas cargadas provenientes del Sol interactúan con la magnetósfera de la Tierra generando perturbaciones y emisión de campos EM hacia el interior de esta última. Modificado de Agung & Raharjo (2015, modificado de www.wikipedia.org/wiki/file:magnetosphere_rendition.jpg). www.wikipedia.org/wiki/file:magnetosphere_rendition.jpg ).
Figura 53. Espectro de frecuencia y ámbito de investigación de diversas técnicas electromagnéticas. Modificado de Milligan & Thiel (s.f).
64
Los sondeos MT pueden colectar información ortogonal de los campos eléctricos y magnéticos como una relación compleja llamada tensor de impedancia magnética. De acuerdo a Milligan & Thiel (s.f), el tensor de impedancia se obtiene al medir dos componentes ortogonales del campo eléctrico y dos ortogonales del campo magnético (usualmente Norte, x y Este, y). Una imagen de la onda EM incidiendo en el medio y su arreglo vectorial se puede apreciar en la Figura 54. El tensor de impedancia magnetotelúrico se define como:
Se denotan x, y para los ejes cartesianos, Z es el tensor de impedancia B la inducción magnética y E corresponde al campo eléctrico.
Figura 54. Detección de la impedancia (resistencia al paso de la corriente alterna). Una onda EM que incide verticalmente, interactúa con la Tierra a través de la impedancia de la formación, Z. EL valor de Z puede ser determinado mediante la medición del campo eléctrico horizontal, E, y del campo magnético, H, en la superficie. La resistividad aparente, ρa, es la resistividad total de las capas de la formación por debajo de la antena dipolar eléctrica y de las bobinas del magnetómetro multisensor (amarillo). En el caso mostrado, E y H están en fase (onda plana, misma fase y magnitud). Tomado de Brady et al. (2009).
65
Según Hoffmann (2002), idealmente las medidas de MT siempre deberían estar sujetas a interpretación tridimensional. Sin embargo, la modelación tridimensional demanda muchos recursos de hardware y los programas computacionales actuales no permiten investigar estructuras conductivas de gran complejidad. La gran cantidad de parámetros libres hace difícil distinguir aspectos importantes de los subordinados…. Muchos sondeos MT muestran que las anomalías conductivas medidas son dominadas por estructuras bidimensionales, en cuyo caso se intenta una aproximación de ajuste de los datos con un modelo bidimensional. Para ello Hoffmann (2002) muestra en la Figura 55, el comportamiento de los campos magnético y eléctrico para un caso 2D (bidimensional, ver apartado 2.7.7). Un contraste de conductividad lateral separa dos materiales de diferente resistividad ρ1 y ρ2, con rumbo paralelo al eje x, donde σ es una función de y. De acuerdo a las ecuaciones de Maxwell para un caso bidimensional se puede desacoplar en dos modos de polarización con los campos E y B sobre el terreno orientados paralelos y perpendiculares a la dirección de la anomalía conductiva. En el modo TE (modo tangencial al modo eléctrico o polarización‐E, Figura 55a) la corriente eléctrica fluye orientada paralelamente al rumbo. De acuerdo a la ley de Ohm las densidades de la corriente j (=σE) en donde dos materiales diferentes, ilustrados por medio de diferentes diámetros en las líneas de corriente en la Figura 55a. Cuanto más cercana es la medida al sitio de interface conductivo, mayor en la influencia del valor de conductividad registrado en el otro lado. Debido a esto, las impedancias (ρ y ɸ) medidas a lo largo de perfiles transversales a la interface irán variando como una curva continua tal como lo ilustra la Figura 55a. En el modo TM (tangencial magnético o polarización‐B), el campo magnético B se polariza tangencial al contraste de conductividad. Las corrientes resultantes de la componente y del campo E a una frecuencia dada son cercanamente ligadas a la superficie en el lado de alta conductividad como consecuencia del skin effect (atenuación de la onda EM conforme profundiza). Esto es ilustrado en la figura Figura 55b con la ayuda de campos de líneas eléctricas. A partir de que el campo debe ser continuo a través de la interface las líneas son desviadas en su vecindad. Esta desviación en el campo eléctrico produce un comportamiento en los valores de impedancias en la vecindad del contraste conductivo como lo muestra el diagrama de la Figura 55b. Las curvas no varían suavemente a través del contraste si no que cambian abruptamente sus valores. (Hoffmann, 2002).
66
Figura 55. Polarización en modos TE y TM de los campos E y B para una estructura bidimensional. La resistividad aparente ρa y la fase ɸ de las curvas del sondeo para perfiles virtuales a lo largo del eje y, cruzando lateralmente el contraste de conductividad, se muestran. Son las resistividades de los medios bloques, bloques, j j denota la densidad de corriente, E y B son los campos eléctrico y magnético respectivamente. Modificado de Hoffmann (2002).
Se manejan 3 conceptos:
Las frecuencias bajas penetran más profundo que las frecuencias altas. Las frecuencias altas permiten reconocer las estructuras cerca de la superficie. Ver Figura 56. Las señales penetran más en materiales resistivos. Ver Figura 57.
Figura 56. Skin Depth o Penetración de las ondas EM dependiendo de la resistividad del medio. Un campo electromagnético descendente (curva azul) que sale de un medio altamente resistivo, tal como el aire, comienza a decaer cuando ingresa a un medio más conductivo, tal como la roca. Las ondas de frecuencia más baja se propagan a mayor distancia que las ondas de frecuencia más alta (centro a la izquierda y centro a la derecha respectivamente), y las ondas se propagan a mayor distancia en los medios menos conductivos (derecha). La amplitud posee un decaimiento exponencial (rojo), que es una función de la conductividad eléctrica del medio, σ, y de la frecuencia, Ohm. La profundidad de penetración es la distancia en la que la amplitud ha decaído hasta alcanzar 1/e del valor incidente. La onda en el medio conductivo también experimenta un retardo gradual en la fase. Dado que el cambio de fase es difícil de visualizar en este ejemplo, una ilustración (extremo izquierdo) muestra además una onda atenuada sin el cambio de fase. Tomado de Brady et al. (2009).
67
Figura 57. Penetración de las ondas EM dependiendo de la resistividad del medio. Modificado de Milligan & Thiel (s.f).
Como se puede visualizar en la Figura 58, el método magnetotelúrico usa dos sets de líneas de medición del campo eléctrico, Ex y Ey, y tres bobinas magnetométricas, Hx, Hy y HZ, para medir los campos eléctricos y magnéticos en la superficie terrestre. El campo magnético varía lentamente con respecto a la resistencia del suelo mientras el campo eléctrico está más relacionado con la resistividad en cada estación. (Cumming & Mackie, 2010).
Figura 58. Cinco componentes (Hx, Hy, Hz y Ex y Ey) de las corrientes electromagnéticas son medidas como series de tiempo. La adquisición puede tomar desde 10 minutos hasta varios años dependiendo de la naturaleza de la investigación. Modificado de Smirnov et al. (2008).
68
La información recibida es en forma de series de tiempo, y la función del procesamiento consiste de tomar los datos en bruto dichas series y producir respuestas de impedancias MT (Z), resistividades y fases, en función de la frecuencia, a partir de la cual las interpretaciones e inversiones pueden ser llevadas a cabo como lo muestran la Figura 59 y la Figura 60. Esto se realiza mediante la extracción de las frecuencias a partir de las series de tiempo usando las transformadas de Fourier.
Figura 59. Ejemplo de series de tiempo de un sondeo magnetotelúrico mostrando los 3 canales magnéticos y los 2 canales telúricos. Modificado de Oskooi (2006).
Figura 60. Resistividades aparentes y fases obtenidas del procesamiento de las series de tiempo. Modificado de Oskooi (2006).
69
El MT está sujeto a varios tipos de distorsiones que deben ser aceptadas o bien, corregidas. Una de estas se denomina corrimiento estático, una potencial fuente de distorsión compartida por todos los métodos resistivos que usan electrodos. Los efectos de la corrección estática ocurren debido a la presencia de pequeñas heterogeneidades cerca de la superficie y aparecen como un desplazamiento vertical de la curva de resistividad aparente por un factor independiente de la frecuencia sin cambio alguno en la curva de la fase (Sasaki, 2004). Las razones para la distorsión del campo eléctrico pueden estar controladas por minerales altamente conductores en el medio, distorsión topográfica y canalización de la corriente tal como lo ilustra la Figura 61. La distorsión de voltaje ocurre como resultado de una anomalía resistiva cerca de la superficie, la topográfica se da en valles y colinas afectando la densidad de la corriente, y la canalización ocurre cuando una corriente es deflectada por una anomalía resistiva. (Khyzhnyak, 2014).
Figura 61. Distorsión del campo eléctrico por cambio topográfico (izquierda), y efecto de distorsión de la corriente por canalización (derecha), ambos efectos generando corrimiento. Tomado de Arnason (2015).
El problema de la corrección estática es común en áreas geotérmicas de regiones volcánicas y debe ser corregido antes de realizar la inversión de datos MT. De acuerdo a Sternberg et al. (1988), para hacer esto se llevan a cabo mediciones del transiente electromagnético (TEM por Transient Electromagnetic measurements). El TEM no sufre del problema de corrimiento estático porque la señal medida es el decaimiento del campo magnético, en tanto que la señal medida en el MT es en el campo eléctrico. Por lo tanto, la inversión unida de datos TEM y MT se usan para la corrección del corrimiento estático y la construcción de un modelo correcto para el área como el que muestra la Figura 62. (Arnason et al., 2010). 70
Figura 62. Configuración y resultados de estación MT. La resistividad aparente e inversión de las curvas muestra corrimiento estático y distorsión 2D/3D. Modificado de Cumming & Mackie (2010).
En el método TEM de lazo central (central loop), un lazo de cable yace sobre el suelo y la corriente constantemente es transmitida al lazo. Estas corrientes generan un campo magnético de fuerza conocida. La corriente es apagada en forma abrupta. El campo magnético queda sin fuente y responde induciendo una imagen de la forma del lazo en superficie. Debido a pérdida omnica (calor), la corriente y el campo magnético decaen y nuevamente induce corrientes a mayor profundidad. El proceso como se ilustra en la Figura 63, Figura 64 y Figura 65, puede ser visualizado como si las corrientes difusas descendentes y hacia el exterior con el tiempo como “franjas de humo”. Nabighian (1979). La tasa de decaimiento del campo magnético con el tiempo es medido por medio del voltaje inducido en la bobina en la superficie. La tasa de decaimiento del campo magnético con el tiempo es dependiente de la distribución de la corriente la cual a su vez depende de la distribución de la resistividad. El voltaje inducido en la bobina receptora, como función del tiempo, puede entonces ser interpretado en términos de la estructura resistiva subterránea.
71
Figura 63. Descripción esquemática de un donde TEM con lazo central y respuestas de voltaje en el tiempo conforme de enciende y apaga la corriente en la bobina externa. Modificado de Arnason (2015).
Figura 64. Inducción electromagnética generada por un sondeo TEM de lazo excéntrico. Modificado de Grandis (2010).
72
De acuerdo a Lemma (2007), con el método de transiente electromagnético de fuente de lazo, la resistividad aparente se obtiene de la siguiente ecuación:
Donde t: tiempo transcurrido después de que la corriente en el lazo es apagada (s). Ar : sección transversal del área de la bobina receptora (m2); nr : número de devanado en la bobina; μ0: permeabilidad magnética en el vacío (H/m); As: sección transversal del lazo (m2); ns: número de devanado en el lazo; I0: Corriente en el transmisor (A); V(r,t): Voltaje medido (V).
Figura 65. Estación TEM y resultados de resistividades aparentes vs tiempo y resistividades vs profundidad. El TEM no sufre distorsión estática, pero su resolución para el reservorio no es buena, por lo cual para geotermia, sólo puede usarse este método para realizar la corrección del corrimiento estático del MT. Modificado de Cumming & Mackie (2010).
73
2.7.7.1.
De acuerdo a Rosenkjaer (2011), el tensor de impedancia puede trabajarse de acuerdo al medio en que se encuentre. Unidimensional (1D): para un medio terrestre 1D, la conductividad eléctrica σ (o resistividad ρ= 1/ σ). El tensor de impedancia se considera escalar. Bidimensional (2D): Para un medio terrestre 2D, la conductividad eléctrica (o resistividad) cambia con la profundidad y en una dirección horizontal. En este caso para mejorar los análisis, se puede analizar el tensor independientemente ya sea en modo TE (transversal eléctrico) o polarización del campo E, cuando el campo eléctrico está paralelo al rumbo magnético, y TM (transversal magnético) o polarización del campo B cuando el campo magnético es paralelo al rumbo eléctrico. Ver Figura 66.
Figura 66. Comparación de la respuesta de los Modelos TE y TM, representados como resistividades aparentes. Tomado de Berbesi (2005).
Tridimensional (3D): en un modelo terrestre 3D, la conductividad eléctrica (o resistividad) varía en todas las direcciones, σ (x, y, z). 74
Lo anterior se puede observar en la Figura 67.
Figura 67. Imagen que muestra las posibles variantes dimensionales resistivas de los medios. En medios 2D puede escogerse el análisis en modo TE o TM (transversal eléctrico o transversal magnético). Modificado de Milligan & Thiel (s.f).
Tradicionalmente la primera etapa de la interpretación de datos magnetotelúricos consiste en modelar las curvas de resistividad aparente y fase en términos de estructuras eléctricamente conductoras unidimensionales (1D). Generalmente, ya sea mediante la polarización E (modo TE) o se escoge la curva mayor resistividad aparente y su fase para ser modelada. La razón para esta escogencia consiste en que estas curvas están menos distorsionadas, ya sea por ruido en el caso de la curva mayor, o por estructuras 2D o 3D en el caso de la curva de polarización E, que lo que muestran las curvas menores o con polarización en H (modo TM) respectivamente. (Ingham, 1988). Esta problemática tiende muchas veces a generar cuestionamientos acerca de los resultados en 1D si hay cercanía a estructuras 2D o 3D. Y no toda la gente lamentablemente, tiene acceso a modelación 3D. (Ingham, 1988). Ingham (1988) menciona que se puede se puede tener resultados de aproximaciones aceptables aún en la vecindad de estructuras fuertemente tridimensionales cuando se 75
utilizan curvas de resistividad aparente y fase las cuales pueden calcularse como impedancias “invariantes”‐ definidas como aquellas impedancias que son independientes de la orientación de los ejes de medición, como se muestra en la Figura 68. Sí aclara Sí aclara que la impedancia invariante podrá ser distorsionada de la que se espera de una estructura 1D dependiendo del contraste de resistividad entre la anomalía y los alrededores, así como así como la escala de la anomalía. Como resultado de esta distorsión en el invariante, las impedancias tienden a sobreestimar los espesores y resistividades. De acuerdo a Ingham & Hutton (1982), el invariante se puede calcular como:
Con Zav como el valor promedio (average) de impedancia de la formación.
Figura 68. Variación de las resistividades aparentes (OHMm) y fases por polarización E (_ (_ _ _ _), _), polarización H (_ . _ . _) y el “invariante” (. . . . . ), para los sitios A y B. Modificado de Ingham (1988).
76
De acuerdo a Almaguer (2013), la dimensionalidad del tensor de impedancia se relaciona con la complejidad estructural del subsuelo y su análisis se traduce en determinar cómo varía ésta en función de la frecuencia en cada sitio. Existen varios criterios para definir la dimensionalidad o complejidad de la impedancia. El análisis de dimensionalidad de datos MT es un procedimiento que se ha vuelto común en el procesado de los datos MT para inferir las principales propiedades de las estructuras geológicas en términos de las propiedades eléctricas del tensor de impedancia o del tensor de fase. Proporciona información de la variación de la dirección del strike a profundidad, información que puede ser correlacionada con diferentes procesos y estructuras en el interior de la Tierra. (Almaguer, 2013) Según Naidu (2012), esta direccionalidad (strike geoelétrico) corresponde a la dirección en la cual la conductividad eléctrica de una estructura bidimensional (2D) no varía. El ángulo formado entre el eje principal de la conductividad eléctrica y el eje x se llama ángulo de rumbo. Los ejes paralelo y perpendicular al rumbo son las direcciones preferenciales. Con referencia al último eje, el tensor de impedancia está dado por:
donde Z1 y Z2 son impedancias paralelas y perpendiculares a la dirección de rumbo respectivamente. El ángulo de rumbo ϴ0 se obtiene de la medida de impedancias maximizando algunas funciones de Zxy y Zyx bajo la rotación del eje. La fórmula para su cálculo está dada por:
77
Este procedimiento de análisis, es uno de los primeros en utilizarse en el análisis electromagnético, y posee gran utilidad ya que corresponde al dato magnético en z inalterado (pre procesamiento). Como lo señala Almaguer (2013) esta direccionalidad podría señalar la dirección de estructuras geológicas conductoras magnéticas, por lo tanto ser de gran utilidad para saber de la presencia de fallas mayores o cuerpos intruídos de gran magnitud. Un ejemplo de su uso se puede observar en la Figura 69.
Figura 69. Ejemplo de variación en la distribución del rumbo geoeléctrico (strike direction) dentro dentro y cerca de los bordes de la Caldera de las Cañadas (Tenerife, España) para la máxima fase anisotrópica. La ambigüedad de 90° está indicada por las líneas menores. Las mayores proporcionales a la fase anisotrópica; mínimo = 0.9° y máxima = 16.6°. Modificado de Coppo et al. (2008).
Almaguer (2013) indica que lo anterior se debe a que teóricamente a que las zonas de contacto litológico, las zonas de falla o las zonas mineralizadas constituyen áreas de concentración anómala de conductividad eléctrica puesto que a lo largo de estas se concentran flujos anómalos de corriente eléctrica que sigue los contornos de las estructuras. Esto anterior con concuerda con lo expuesto de zonas de interface conductivo por Hoffmann (2012). Dado el criterio anterior de Almaguer (2013), y el modelo de Wise et al. (1985) que puede apreciarse en la Figura 70, el cual indica que “existe una capa delgada superior de comportamiento frágil que sobreyace una capa cortical más gruesa de comportamiento semi‐dúctil. La capa inferior se deforma bajo tensión homogénea difusa. La tensión se transmite a la capa frágil más somera formando grupos de fracturas abiertas, y alineadas siguiendo la trayectoria del estrés inducido. De esta forma, los alineamientos se alinearán perpendiculares al esfuerzo compresional mínimo (σ3)”, se podría deducir que esta 78
herramienta puede brindar un aceptable acercamiento para determinar la presencia de estructuras asociadas tanto a eventos volcánicos como el mostrado de Coppo et al. (2008) al igual que tectónicos como el mostrado por Cianfarra & Salvini (2015).
Figura 70. Modelo de corte de rocas superficiales frágiles sobre un basamento semi‐dúctil sometido a un régimen transcurrente (movimiento dextral en este caso). A partir de Wise et al (1985). Tomado de Cianfarra & Salvini (2015).
La inversión unidimensional es realizada en forma simultánea para los datos TEM y MT mediante el ajuste de ambos para obtener un único modelo. Esto se logra mediante el uso de un algoritmo que determina el factor apropiado de corrimiento para ser usado restringiendo los datos del MT para que calcen con la respuesta del TEM. Ambos, los datos del MT y TEM recolectados aproximadamente en el mismo sitio se unen en una inversión conjunta la cual determina el multiplicador del corrimiento estático para corregir el desplazamiento de la curva inherente a los datos del MT. (Lichoro, 2009). Ver Figura 71.
79
Figura 71. Las curvas Ex (rojo) y Ey (azul) de la estación de MT n083 empatan la curvas sintéticas en negro calculadas del TEM (en este caso TDEM por ser en dominio del tiempo) para las estaciones n083 y R15. Si bien la curva TEM (TDEM) n083 puede parecer posible, la estación R15 muestra que no es posible. Modificado de Cumming & Mackie (2010).
Para la interpretación de los sondeos magnetotelúricos se deben aplicar métodos de inversión que consisten en calcular los valores que representen de mejor manera a las estructuras geoeléctricas que se está caracterizando. Según Menke (1989), la teoría de la inversión es una colección de técnicas matemáticas para reducir los datos de forma que se obtenga información acerca de la física terrestre basada en las observaciones. En la magnetotelúrica se utilizan diversos algoritmos para la búsqueda de soluciones estadísticas que dependen de si se trabaja en unidimensional, bidimensional o tridimensional. Dentro de los algoritmos más comunes de inversión unidimensional están el de Bostick y el algoritmo de Occam. El primero da un acercamiento a los valores de las resistividades conforme se profundiza en el medio, en tanto que el segundo busca la respuesta de capas más coherente de múltiples posibilidades.
El esquema de inversión heurística genera una distribución casi continua de la resistividad contra profundidad. Bostick (1977) como:
80
El cuál estima la resistividad en términos de la resistividad aparente, y la fase, donde Z es la profundidad nominal correspondiente a la profundidad de investigación en un semi espacio de resistividad aparente ρa y de frecuencia Ohm.
De acuerdo a Constable et al. (1987), la aplicación del algoritmo de Occam lleva a un modelo simple que contiene las propiedades esenciales para todos los posibles modelos que pueden ajustar los datos de campo. El modelo parte de un semi espacio, y produce un medio estratificado. Las resistividades varían hasta que se logre un adecuado ajuste entre las curvas de campo y las calculadas. La tosquedad está definida en términos de la primera y segunda derivada de la resistividad eléctrica con respecto a la profundidad.
La experiencia en muchos campos geotérmicos indica que inversiones unidimensionales (1D) usualmente trabajan suficientemente bien como para caracterizar la geometría resistiva general de la capa sello, no obstante no tan efectivo en variaciones a profundidad. Cumming & Mackie (2010). Una ventaja del modelado 1D es que los detalles más finos pueden ser modelados pero para ellos estos detalles (efectos) deben verse en toda una serie de estaciones para poder decir con confianza que representan verdaderas variaciones de profundidad en la conductividad eléctrica y que no están dominados por los efectos secundarios causados por estructuras 2D o 3D (Pedersen y Engels, 2005). En la Figura 72 y la Figura 73 se pueden observar ejemplos del modelo numérico y gráfico de inversión conjunta para obtener las curvas resistivas y los modelados de perfiles basados en análisis unidimensional de la técnica magnetotelúrica.
81
Figura 72. Modelo de resistividad de la estación MT MNE2. El modelo en bloques (curva roja), el modelo suavizado de Occam (curva verde) y la línea de suavizado spline (curva azul) que reproducen los datos medidos con el mismo nivel de confianza son mostrados y comparados con el registro de temperatura (línea negra punteada) registrado 44 días después de la finalización del pozo. Modificado de Armadillo et al. (2015).
Figura 73. Ejemplo de perfil MT con estaciones electromagnéticas MT, pozos con inversión unidimensional (1D) y sus correspondientes resistividades. Modificado de Cumming & Mackie (2010).
82
La partición de una placa de convergencia oblicua a una trinchera de subducción normal y un arco paralelo juega paralelo juega un papel importante en el transporte de terrenos y la deformación de antearcos volcánicos. (Jarrard, 1986; McCaffrey, 1992). El segmento Cocos‐Caribe de la zona central de subducción Americana, localizada entre la difusa conjunción triple Cocos‐ Norte América y la Caribe (Guzmán‐Speziale et al., 1989) y la parte central del cinturón deformado de Costa Rica (Marshall et al., 2000) corresponde a un ejemplo clásico de partición. (DeMets, 2001). Sismos de moderada magnitud en la parte superior de la corteza, a lo largo del arco volcánico han ocurrido frecuentemente durante los últimos 100 años. (White & Harlow, 1993). La mayoría de estos sismos acomodados paralelos a la trinchera, con movimiento transcurrente dextral. (White, 1991), consistentes con el transporte hacia el noroeste del antearco segmentado con respecto a la placa Caribe tal como se observa en la Figura 74 y Figura 75. (DeMets, 2001).
Figura 74. Traza de estructuras tectónicas principales de una parte de centro y Norteamérica. Las estructuras continentales paralelas a la zona de subducción muestran su carácter predominante transcurrente dextral. Tomado de Álvarez (2009).
83
Figura 75. Esquema idealizado de la distribución de orientaciones de los ejes de T (momento principal) y P (momento menor) de los Tensores de Momento Sísmico (TMS) para la sismicidad somera (<50 km). Las zonas sombreadas marcan el régimen tectónico predominante. Tomado de Álvarez (2009).
De acuerdo a Cliement et al. (2008), Costa Rica está ubicada dentro de los límites de las placas del Caribe, Coco, Nazca y la microplaca de Panamá tal como se aprecia en la Figura 76, donde los movimientos relativos de las placas, varían entre 2 y 9 cm/a, y están acompañados por volcanismo activo y alta sismicidad superficial e intermedia. Durante los últimos 500 años se han registrado numerosos sismos destructivos con magnitudes moderadas y grandes, entre 5,5 y 7,8 Mw como los que se pueden observar en la Figura 77, los cuales están asociados a fuentes de fallamiento cortical y de subducción. Un aspecto relevante de la placa del Coco que se subduce bajo la del Caribe en Costa Rica, es la existencia de dos morfologías superficiales diametralmente diferentes en edad y en rugosidad. La que se subduce bajo la península de Nicoya es de morfología suave y de una edad de 22‐24 Ma, mientras que la que se subduce bajo la parte Central y SE del país, es de morfología abrupta a rugosa, con edades de 15‐19 Ma. (Cliement et al., 2008)
84
Figura 76. Marco tectónico del sector sur de América Central mostrando el Cinturón deformado del Centro de Costa Rica (CCRDB‐Central Costa Rica Deformed Belt) a lo largo del margen occidental del bloque de Panamá (PAN). La CCRDB une el norte del Cinturón deformado de Panamá (NPDB‐North Panama Deformed Belt) con la Trinchera Mesoamericana, y se localiza en sobre terrenos del límite rugoso‐blando de la placa Cocos (COCOS). Flechas grandes muestran la dinámica relativa de movimiento de la placa Caribe (CARIB). Las flechas menores muestran las velocidades para sitios localizados con Sistema de Posición Global (GPS en inglés) (círculos sólidos) relativos a Panamá (cuadrado sólido). La dorsal de Cocos se delimita por la línea de contorno de 1000m de profundidad. NAZCA, placa Nazca: SOAM, Placa Suramericana, MAR, Bloque de Maracaibo; NAN, Bloque Norte de los Andes; EPDB, Cinturón deformado del Este de Panamá; SPDB, Cinturón deformado de Panamá al Sur. Basado en DeMets et al. (1990), Lonsdale & Klitgord (1978), Mackay & Moore (1990), Silver et al. (1990), Kellog & Vega (1995), Protti et al., (1995), y Westbrook et al. (1995). Modificado de Marshall et al. (2000).
Figura 77. Mecanismos focales de eventos con magnitud mayor a 6.0 Mw, ocurridos en el Sur de América Central durante 1976‐2007. (Global CMT, 2008). Las líneas en negro indican los límites de placas tectónicas. En el caso de Panamá se utilizaron los sismos con Mw > 5.5 para delimitar mejor los límites de placas de la microplaca de Panamá. Tomado de Cliement et al. (2008)
85
Montero (2001) usa datos neotectónicos, de sismicidad y sismotectónicos para definir el Cinturón Deformado del Centro de Costa Rica. Como se observa en la Figura 78, caracteriza las diversas fallas ubicadas en el antearco, arco interno y el tras arco, indicando que predominan las fallas dextrales de rumbo NW, sinestrales de rumbo entre E‐W y NE y las fallas inversas, las que definen un borde externo de fallas, que continúa con el Cinturón Deformado del Norte de Panamá. Relaciona el sistema de falla con el borde oeste de la microplaca de Panamá, asociándolo con la indentación tectónica causada por la colisión del levantamiento del Coco con el sur de Costa Rica, desde hace 3,6 Ma.
Figura 78. Mapa tectónico y áreas de Costa Rica. Las diferentes zonas geográficas en que se han dividido los estudios neotectónicos de Costa Rica se muestran numeradas (1: zona noroeste; 2: zona central; 3: zona caribe y 4: zona sur) y están separadas entre sí sí por por líneas a puntos negra (zona marina) y blanca (zona terrestre). CVG: cordillera volcánica del Guanacaste. CDCCR: Cinturón Deformado del Centro de Costa Rica. CDNP: Cinturón Deformado del Norte de Panamá. GD: Golfo Dulce. PO: Península de Osa. PB: Punta Burica. FCA, FJA y FARS son respectivamente, las fallas Candelaria, Jaris y Atirro‐Río Sucio. Tomado de Montero (2014).
86
De acuerdo a Arias (2002), la geología regional para el área de Cañas Dulce y el sector de Hacienda Guachipelín se divide en nueve unidades estratigráficas, e indica que las formaciones Alcántaro y Río Colorado fueron originadas antes de la formación de la Tecto‐ caldera Cañas Dulces‐Guachipelín y que se pueden apreciar en la Figura 79. Cuatro unidades intracaldéricas, de las cuales dos son volcanosedimentarias (formaciones Pital y Guachipelín) y dos son lávicas (Domos Dacíticos y Lavas La Torre). Las formaciones Liberia, Flujo de escombros Cacao y Depósitos Indiferenciados del volcán Rincón de la Vieja están relacionadas con eventos independientes a la formación de la caldera.
Figura 79. Mapa Geológico Regional. Modificado de Arias (2002).
Posteriormente Zamora et al. (2004), en un mapeo geovulcanológico e interpretación, reconocen 16 unidades e indican que el basamento corresponde a rocas sedimentarias hidrotermalizadas de edad Paleoceno‐Mioceno. Un sistema volcánico nombrado conocido como Alcántaro y representado por lavas e ignimbritas emplazadas en el Plioceno. También 87
reconocen depósitos fluvio‐lacustres como parte de la colmatación de depósitos dentro de la caldera Alcántaro‐Guachipelín como se presenta en la Figura 80. Determinan a su vez cuatro fases de evolución de la caldera explican la formación de depósitos volcánicos y lacustres: 1) subsidencia de la caldera y depositación de las ignimbritas de Alcántaro, 2) migración de la actividad al SE, 3) formación de la caldera Guachipelín, y 4) extrusión de domos dacíticos a riolíticos peri‐caldéricos e intra‐caldéricos. Posteriormente, durante el Pleistoceno Medio, se desarrolla el actual macizo volcánico Rincón de la Vieja. Culminando con una serie de flujos y avalanchas de detritos provenientes del Rincón de la Vieja y del volcán Cacao, que cubren la parte NW de la zona de estudio. Una capa subpliniana de caída de unos 3500 años de edad cubre parcialmente la zona.
Figura 80. Mapa geológico tomado de Barahona et al. (2001).
88
Acorde a informes de perforación del Equipo de Geología del Centro de Servicios Recursos Geotérmicos, de Mora & Hackanson (2005) y de Gálvez & Ramírez (2013), de las formaciones descritas en Arias (2002) y Zamora et al. (2004), únicamente se mencionarán en orden secuencia de edad, las que se han identificado en el sitio de la presente investigación. Adicionalmente se incluye la formación Bagaces que se determinó en las perforaciones profundas, y los Domos dacíticos cuya existencia en el área se interpreta a partir de posibles intrusiones magmáticas identificadas por la presente investigación.
De acuerdo a Civelli et al. (2005) esta formación está constituida por dos tipos de flujos: unos flujos ignimbríticos soldados con fiames, intercalados localmente con depósitos epiclásticos, de un espesor es de al menos 40 m, de edad Pliocena Inferior. Y unos flujos pumíticos caracterizados por diferentes contenidos en pómez y cristales de cuarzo, palgioclasa, anfíboles y rara biotita; que sobreyacen las lavas del Grupo Aguacate. Su espesor es de al menos 40m, y le asumen una edad Plioceno Inferior.
Se trata de una ignimbrita clara (blanca a rosada), medianamente consolidada, fácilmente erosionable, lo que ha originado cañones verticales en los ríos. Chiesa (1991) la describe como un flujo de aspecto caótico constituida por matriz (50‐70%), pómez blanca redondeadas (10‐30%), fragmentos líticos principalmente andesíticos (10‐20%) y cristales (15‐30%) de cuarzo, plagioclasa, biotita así como esporádicos anfíboles. No indica el espesor. Gillot et al. (1994) proponen una edad de 1.83 ± 0.03 hasta 1.29±0.03 millones de años.
Son depósitos intracaldera, constituidos por sedimentos lacustres, sedimentos volcanoclásticos, depósitos de tefras plinianas, e ignimbritas pobremente soldadas. Su espesor estimado es de unos 150 metros. La base se encuentra expuesta al oeste del cerro Góngora. Kempter (1997) hace referencia a unas lavas andesíticas hasta dacíticas las cuales asocia a esta unidad. Arias (2002), considera esta formación, como parte de la formación Alcántaro,
89
porque tienen las características petrográficas y ubicación estratigráfica correspondiente a esta formación. Según Arias (2002), la edad no ha sido determinada, pero si la formación de la caldera fuese contemporánea con los Domos Dacíticos, entonces podría tener una edad máxima de 4.3 millones de años y ser más viejas que Lavas La Torre (1.5 millones de años).
Son domos‐lavas que morfológicamente se caracterizan por tener forma de “cúpula”. Están constituidos por rocas melanocráticas, bandeadas de composición dacítica/riolítica (60‐70% SiO2; Kussmaul et al., 1994). El cerro San Vicente se le considera como parte de esta unidad. Según una datación realizada por ICE (1976) a una muestra del cerro Góngora, la edad es de 4.3 ± 1 millones de años; pero para Bellon y Tournon (1978) con base en la datación de una muestra del cerro San Roque, los domos deben de tener 1.6 ± 0.5 millones de años. Si bien esta unidad no está descrita en las unidades anteriores de Arias (2002), en el área se logró determinar la presencia de los mismos, calificándosele como intrusiones magmáticas, y de las cuáles la principal se hipotetiza serviría para explicar una de las principales fuentes de calor del reservorio.
Dentro de esta unidad se agrupan todos los depósitos de origen volcánicos provenientes del volcán Rincón de la Vieja, entre de los que se encuentran lavas andesíticas y andesítico basálticas, lahares, depósitos de tefras, y flujos de cenizas. La edad de las rocas más viejas se estima deben tener alrededor de 30 000 años. (Kempter, 1997).
La Figura 81 corresponde al perfil litoestratigráfico de los pozos PGB‐01, PGB‐02 y PGB‐05 del PG Borinquen. Dichos pozos resultaron con buenas características productivas desde el punto de vista de buena permeabilidad (índices de inyectabilidad desde los 3 y hasta más de 7 L/s/Bar) y buena temperatura (mayor a 250°C, siendo el PGB‐01 el de mayor temperatura hallada a la fecha en los campos geotérmicos de Costa Rica con un máximo a fondo de pozo de 277C°).
90
Figura 81. Perfil litológico PGB‐01 a PGM‐05.Tomado de Gálvez & Ramírez (2013). En recuadro inferior se muestra la trayectoria del perfil en la zona de estudio, de color morado.
91
Mora & Hakanson (2005) elaboraron la columna litoestratigráfica del PGB‐03, la cual se puede observar en la Figura 82. Este pozo corresponde al único pozo profundo del Proyecto Geotérmico Borinquen, que a la fecha ha salido con características de baja permeabilidad (menor a 1 L/s/Bar) y baja temperatura (menor a 210°C a fondo de pozo).
Figura 82. Columna litológica PGB‐03. Tomado de Mora & Hakanson (2005). En recuadro inferior derecho, localización del PGB‐03 en la zona de estudio.
92
La zona de estudio donde se realizaron los sondeos MT se muestra en la Figura 83. Abarca un área aproximada de 56km , y está localizada entre las coordenadas 1192870 a 1200400 de latitud, y 342100 a 349500 de longitud (coordenadas CRMT05). Limita al Este con el Parque Nacional Rincón de la Vieja, y parcialmente al Sur con una ONG en el sector de Mundo Nuevo.
Figura 83. El área de desarrollo de la tesis está localizada en línea punteada. Los puntos verdes muestran la localización de las estaciones magnetotelúricas MT, cada una con su respectivo sondeo TEM para corrección estática. Triángulos celestes indican la ubicación de los actuales pozos profundos. La trama verde oscuro al este del mapa corresponde al Parque Nacional Rincón de la Vieja, en tanto que la verde claro a una ONG.
93
Un total de 97 estaciones con múltiples sondeos magnetotelúricos se establecieron en el área, acorde a las posibilidades acceso a los sectores por topografía y permisos de los propietarios. En general para el área de Borinquen, cuatro campañas de campo fueron ejecutadas por personal del Grupo de Geofísica, del Centro de Servicios Exploración Subterránea del ICE entre los años 1999 y 2014. Lo anterior se llevó a cabo utilizando equipos de la compañía Phoenix Geophysics, con tres unidades MTU como la que se muestra en la Fotografía 2 y una multifuncional V5 que posteriormente fue sustituida por otra también multifuncional V8 de pantalla incorporada, como la que se muestra en la Fotografía 3, con adquisición de datos sincronizados satelitalmente, permitiendo el uso de estación remota.
Fotografía 2. Imagen de equipo MTU, se pueden observar también las bobinas MT (rojas), electrodos (tarros negros) y la antena satelital. Modificado de Phoenix Geophysics (2016).
Fotografía 3. Imagen de equipo V8, con su antena de recepción satelital (trípode negro con cabeza blanca). Tomada de Phoenix Geophysics (2016).
94
Los equipos fueron desplegados en cada sondeo para captura de datos magnéticos utilizando 3 bobinas MT que abarcan el rango de 400 Hz hasta 0.00002 Hz, durante 24 horas, y posteriormente se cambiaron estas por 3 bobinas AMT con rango de muestreo de 10 000 Hz hasta 1HZ, por un período de 2 horas adicionales. Cada sondeo también incluyó muestreos simultáneos de resistividad mediante electrodos no polarizables instalados en tasas porosas, rellenada con una mezcla de gel hidratante con PbCl y agua con sal. Estos electrodos fueron desplegados formando una cruz, enterrados en agujeros no mayores a 40cm de profundidad, ubicados a 50m del equipo. De esta forma, se obtuvo una banda de muestreo óptima para caracterizar desde las capas más someras hasta profundizar por debajo del potencial reservorio, proporcionando barrido con un traslape adecuado con las frecuencias altas y bajas. Antes del arranque de las mediciones, se revisaron las resistividades entre los electrodos y la sincronización con los satélites. Los datos obtenidos de cada sondeo fueron grabados en una memoria flash insertada en las unidades. Al día siguiente se extrajeron las tarjetas para descargar su información en una computadora portátil para ser procesados y almacenados adecuadamente. En algunos casos se tuvo que repetir el sondeo debido a ruido por resonancia de árboles oscilando por el viento, rayería cercana, o interrupción de señal por cables despegados por animales, entre otros). Algunos sitios por su condición topográfica abrupta fueron excluidos.
El primer paso fue el procesamiento de los datos MT mediante el uso de las transformadas de Fourier para pasar del dominio del tiempo al dominio de las frecuencias. Para ello se utilizó el programa SSMT2000 de la compañía Phoenix Geophysics, el cual toma los datos crudos de las series de tiempo (TS), los archivos de calibración de las bobinas y los parámetros del sitio, como datos base. Mediante la implementación de un procesamiento robusto, se calculan los datos finales (TBL) y se generan dos archivos *.mth y *.mtl que contienen la información de los coeficientes de Fourier para series de tiempo y matrices de los espectros de potencias. Posteriormente, mediante el programa MTEditor se realiza una edición de los datos para ajustar frecuencias y fases, así como así como eliminar datos espurios de las resistividades y fases. El programa a su vez permite obtener información de la magnitud del tensor de inducción, su rumbo para cada frecuencia y coherencia entre su campo magnético y eléctrico.
95
El producto anterior es exportado como edi‐files, los cuáles fueron utilizados para la generación de los modelos unidimensionales mediante el programa Winglink de la compañía Schlumberger. En el año 2014 se llevó a cabo una campaña exclusivamente de sondeos TEM en los sitios de cada sondeo MT previamente recabado, para obtener su correspondiente corrección estática. En la Fotografía 4 se observa el equipo de inducción de voltaje, transmisor T‐3 o transmisor de corriente multipropósito de la compañía Phoenix Geophysics. La inducción se llevó a cabo mediante un cable conductor o lazo aéreo, mientras que la información fue utilizando mediante el una bobina circular, las cuáles se muestran en la Fotografía 5.
Fotografía 4. Equipo de inyección T‐3 multipropósito. Tomada de Phoenix Geophysics (2016).
Fotografía 5. Imagen de lazo utilizando cable, en el interior, bobina circular con soportes estabilizadores tipo “ojo de buey”. Modificado de Phoenix Geophysics (2016).
96
Los datos crudos de cada sondeo TEM fueron descargados de la unidad emisora (T‐3) y de la unidad receptora (V8), y ambos datos a su vez convertidos a un solo archivo USFs (Universal Sounding File System) usando el programa Tem Pro de Phoenix Geophysical. Los datos procesados de MT y TEM se ingresaron al programa WinGlink de la empresa Schlumberger donde los modelos unidimensionales de cada sondeo TEM fue utilizado para realizar la corrección estática. El programa WinGlink fue utilizado posteriormente para la inversión unidimensional (1D) de los sondeos MT en modo invariante, usando los algoritmos Bostick y el suavizado de Occam.
Herrera (2014) indica después de un análisis de divergencia de las respuestas entre sondeos MT sin corregir y sondeos corregidos con sondeos TEM en el Campo Geotérmico Las Pailas (CG Las Pailas), que cerca del 83% de los sondeos realizados mostraba una divergencia superior al 10% respecto a las resistividades reales. Debido a que la topografía en el área del PG Borinquen es todavía más abrupta que la zona del CG Las Pailas, desde el principio se estableció la necesidad de realizar dicha corrección, no obstante por aspectos de logística no se pudo realizarse si no hasta el 2014. Una vez contando con la información de los sondeos de transiente electromagnético se puedo realizar el ajuste óptimo de cada sondeo tal y como se ilustra en la Figura 84.
97
Figura 84. La imagen superior muestra el sondeo RIN‐060A sin corrección estática, en tanto que la imagen inferior corrige el efecto para Ex y Ey, y a su vez con la resistividad verdadera por TEM. Los efectos de corrimiento estático han llegado a variar los valores de resistividad en algunos sondeos hasta en un 200% respecto al valor real, por lo tanto invalidando su uso.
98
Como lo indicó Almaguer (2013), una de las técnicas iniciales y de reciente auge para la investigación magnetotelúrica, consiste en el análisis de la direccionalidad o determinación del rumbo magnético. A partir de la observación de los tensores de impedancia, valiosa información acerca de potenciales estructuras geológicas del medio se puede obtener. Por lo tanto se procedió a extraer la información de direccionalidad de los 97 sondeos magnetotelúricos, analizando las correspondientes a 8 diferentes frecuencias (100 Hz, 10Hzm 5 Hz, 1Hz, 0.5Hz, 0.1Hz, 0.01Hz y 0.001Hz), mediante mapas como los mostrados en la Figura 85 y Figura 86. Lo anterior con el fin de determinar las tendencias predominantes del rumbo geoeléctrico, y así poder establecer alineamientos de interés que posteriormente sean correlacionables con posible fallamiento u otras estructuras de índole volcánica.
Figura 85. En este mapa de direccionalidad de tensores magnéticos (guiones negros) para la frecuencia 100 Hz correspondiendo a una de las frecuencias más altas y por ende someras, se determinaron al menos dos orientaciones predominantes NW‐SE y NE‐SW, ambas direcciones acomodándose entremezcladas en todo el sector.
99
Figura 86. En el mapa de direccionalidad de los tensores magnéticos (guiones negros) para la frecuencia de 0.1 Hz, la direccionalidad del rumbo magnético se vuelve más evidente corresponde al sentido NW‐SE, exceptuando dos sectores con predominancia de indicadores en sentido NE‐SW ubicados en las cercanías del PGB‐05 (sector NE del mapa).
Una vez graficados los mapas con los tensores de direccionalidad magnética en cada una de las frecuencias se determinó la presencia de al menos 4 alineamientos mayores con orientaciones aproximadas NW‐SE y NE‐SW, tal como lo indica la Tabla 1 y se puede observar en el mapa de la frecuencia de 5Hz como se puede observar en la Figura 87.
Alineamiento Rumbo Alineamiento Rumbo LT1 S48E LT2 S38E LT4 N50E LT5 N19E Tabla 1. Alineamientos determinados a partir de las direccionalidades de 8 mapas de frecuencias de los 97 sondeos realizados en el área.
100
Figura 87. Ejemplo de trazado de posibles estructuras magnéticas en el mapa de frecuencia de 5Hz. En la imagen se pueden observar las posibles estructuras determinadas para esta frecuencia. Tomado de Solís et al. (2015).
Estas direcciones de los tensores magnéticos presentan continuidad con la orientación de alineamientos determinados con anterioridad por el Equipo de Geofísica Geotérmica para el CG Las Pailas aunque rotadas respecto a este último campo, y que son paralelas y perpendiculares con el rumbo del eje volcánico. (Solís et al., 2015). Una de las virtudes del análisis en mapas por frecuencia, es que tal como se indicó en el apartado de profundidad de investigación (apartado 2.7.4), las frecuencias bajas penetran más profundo que las frecuencias altas, en tanto que las frecuencias altas permiten reconocer las estructuras cerca de la superficie. Por lo tanto el análisis por medio de mapas a diferentes frecuencias puede mostrar variaciones en la dirección de estructuras predominantes en una misma zona a diferentes profundidades. En este caso con gran utilidad por cuanto podría indicar espesores donde hay predominio tectónico (p.ej fallamiento), y otros donde el predominio puede ser volcánico (p.ej diques, coladas, domos).
101
Para el sector analizado (correspondiente al flanco W del Volcán Rincón de la Vieja), además de la dirección del análisis individual de los tensores magnéticos de cada sondeo como lo mostrado en el apartado anterior, se analizó geomorfológicamente y de forma cualitativa, el patrón riberino de la zona, partiendo de las siguiente premisas: Walter & Amelung (2007) mencionan que debido a que la subducción genera grandes esfuerzos entre las placas, estos a su vez favorecen zonas de ruptura cortical por donde puede darse ascenso magmático; Lópes et al. (2014) sugieren que esta dinámica genera transcurrencia cortical, favoreciendo la generación de calderas. Por su parte López et al. (2008) indican que para el sector Mesoamericano, la convergencia y posterior subsidencia de la placa Cocos por debajo de la placa Caribe, constituye la principal fuente de control en la deformación de la región tanto en el presente como en el pasado. Y reconocen sectorizaciones de esfuerzos dentro de sub dominios, así como importantes desviaciones de esfuerzos relacionados a presencia de importantes estructuras regionales, cordilleras y bloques tectónicos que inciden en la tendencia del máximo estrés horizontal (SH) tal como lo muestra la Figura 88 para el caso específico de Costa Rica.
Figura 88. Mapa de Mecanismos de SH a partir de mecanismos focales. En rojo se observa la localización del volcán Rincón de la Vieja, en amarillo la localización del PG Borinquen. Modificado de López et al. (2008)
102
De al mapa de Montero et al. (2003), en la zona del PG Borinquen se muestra la presencia en el área de estructuras WNW‐ESE, denominadas Sistema de fallas Las Pailas‐Cerro Atravesado, a las que indican se asumen como dextrales. Dada la escala regional de los fenómenos tectónicos asociados a la dinámica de subducción, se concluye que en efecto el sector del PG Borinquen debería estar afectado por fallas principales o maestras de desplazamiento de rumbo, de carácter dextral según se aprecia en la Figura 89.
Figura 89. Tectónica local en la región donde se ubica el PG. Las Pailas II (recuadro celeste). En recuadro rojo se ubica el área del PG Borinquen limitada por el Sistema de fallas Las Pailas‐Cerro Atravesado. Modificado de Montero et al. (2003).En la esquina inferior derecha se puede observar el elipsoide de deformación asociado a desplazamiento lateral dextral (PDZ, zona de falla principal), indicadores de compresión máxima horizontal (σmáx). Modificado de Xu & Ben‐Zion (2013).
103
En la Figura 90 y Figura 91 se observan los trazos de líneas rectas en cada alineamiento mostrado tanto por ríos y quebradas del área, y se acomoda el elipsoide de deformación para un mecanismo de cizalle dextral basado en la posible orientación de σ1 y naturaleza del Sistema de fallas Las Pailas y Cerro Atravesado con rumbo N22W.
Figura 90. Alineamientos en ríos y quebradas, asociados a posibles estructuras siguiendo la falla principal de desplazamiento de rumbo (líneas azules) y las fallas normales (líneas verdes), según la elipse de deformación.
Figura 91. En la imagen se muestran todos los alineamientos asociados a posibles estructuras siguiendo el rumbo de fallas principales, y sintéticas y antitéticas, según la elipse de deformación. (T (verde): Normal; P (negra): dextral: X (violeta): sinestral; Y (azul): dextral; R (gris): dextral; R (rojo): sinestral; R”(anaranjado): sinestral; Inversa (cyan).
104
Como se interpreta de la imagen anterior, la convergencia de múltiples alineamientos podría sugerir zondas dañadas o altamente fracturadas en la corteza superior, pudiendo corresponder a los sistemas de alta permeabilidad que mencionan Faulkner (2004), Kahiga (2014), Melosh (2015), Solumn et al. (2005), y que ilustran Faulds & Hinz (2015) y Hutchison et al. (2015). Característica indispensable para el desarrollo de un reservorio geotérmico. En la Figura 92 se presentan los puntos de convergencia mediante círculos, los cuáles son caracterizados según su importancia y ubicación.
Figura 92. Los círculos corresponden a los sitios de confluencia de alineamientos. Los círculos grandes anaranjados comprenden los sitios donde todas las posibles direcciones de alineamientos convergen, mientras que los anaranjados menores, sitios con alta confluencia. Los círculos amarillos, sitios de mediana convergencia sobre cuerpos de agua (ríos y quebradas). Finalmente los círculos grises corresponden a los sitios de mediana convergencia sobre el terreno.
Este análisis fue estrictamente cualitativo, sin embargo facilita determinar patrones de alineamientos que eventualmente podrían ligarse a estructuras de origen tectónico y/o volcánico. Adicionalmente, la localización de sitios de convergencia, tendería a pronosticar áreas de mayor fracturamiento, factor indispensable para una óptima permeabilidad en campos geotérmicos de alta entalpía. En la Tabla 2 se establecen las direcciones de los grupos de alineamientos y sus posibles relaciones estructurales.
105
Al i ne ne ami en ento Azul
Verde Gris
Negro Rojo
Posi bl e ci ne ne má máti ca
Rumbo
Símbol o
Divergencia respecto a
σ1
Divergencia respecto a la PDZ
Desplazamiento de rumbo de x tral
N66W
Y
44°
0°
Normal
N22W
T
0°
44°
Desplazamiento de rumbo de x tral
N42W
R
20°
24°
Desplazamiento de rumbo de x tral
N88W
P
70°
26°
Desplazamiento de rumbo si ne stral
N16E
R´
38°
82°
N03W
R´´
18°
63°
Morado Desplazamiento de rumbo si ne stral
N49E
X
Celeste
N69E
Anaranjado Desplazamiento de rumbo de x tral Inve rsa
70°
65°
90°
45°
Tabla 2. Alineamientos determinados con sus posibles relaciones estructurales y correspondiente orientación.
Otro importante análisis de los tensores magnéticos corresponde a graficarlos como diagramas de rosas para un análisis estadístico de las direccionalidades magnéticas por frecuencia e intensidad. Lo anterior llevado a cabo utilizando el programa WingLink. De esta forma se pueden obtener patrones del comportamiento magnético en el área de estudio. Hallinan (1993) propone colapsos anidados para el sector de Guayabo (Caldera Miravalles) de acuerdo a datos de gravimétricos. Carr et al. (1985), proponen para el sector de Las Pailas la existencia de una caldera anidada de 5km de diámetro situada dentro de una mayor de 15‐20km en el flanco sur del volcán Rincón de la Vieja por rasgos geomorfológicos. Ubicándose ambos campos a 26 y 9 kilómetros de distancia respectivamente del Proyecto Geotérmico Borinquen. Ambos estudios sugieren mediante distintos abordajes (gravimetría y geomorfología), un patrón en apariencia recurrente de colapso de las calderas del área. Partiendo de la probabilidad de existencia del patrón indicado anteriormente en el área del Proyecto Geotérmico Borinquen se analiza de la siguiente forma: al haber un área donde hay un reservorio que se presume está ligado a una caldera de colapso anidada menor con posterior resurgencia, el historial de eventos vulcanotectónicos recientes (fracturas anulares, fracturas radiales, grietas de colapso, y fallamiento tectónico) deben haber generado un intenso fracturamiento del medio. Mientras que sitios externos al último colapso, deberían haber sufrido únicamente los esfuerzos asociados a la tectónica de la zona, por consiguiente con un fracturamiento menor y un patrón de estructuras con orientaciones más definidas, condicionando las respuestas magnéticas a fallas mineralizadas o cuerpos emplazados siguiendo patrones estructurales como los expuestos por Cianfalla & Salvini (2015). Por lo tanto, se asume que adentro de la caldera del último colapso y posterior resurgencia (sector intracaldérico) debería haber más puntos de confluencia de posibles zonas dañadas 106
respecto a los alrededores como se observa en el modelo de Troll & Walter (2001) que se presenta en la Figura 93.
Figura 93. Modelado de fracturamiento en muti‐etapas caldéricas asociadas a resurgencia y posterior vaciado de la cámara magmática. El modelo representa un bloque 3D (izquierda) y la imagen en planta (derecha). La zona gris oscuro representaría el área de sondeos excluida del escenario 2. Modificado de Troll & Walter (2001).
Como se observa en la Figura 94, para el análisis mediante diagramas de rosas se utilizó un filtrado de sondeos contemplando dos escenarios. El escenario 1 donde se incluyen los 97 sondeos en cada una de las 8 frecuencias. Y el escenario 2 donde se excluyen los sondeos que cayeron en las áreas de menor cantidad de puntos de convergencia.
Figura 94. En el escenario 1 se utilizan todos los 97 sondeos del área. En el segundo escenario se utilizan los sondeos excluyendo aquellos que caen en zonas de baja convergencia de alineamientos (sectores con trama gris).
107
Al analizarse los gráficos de las direccionalidades magnéticas de ambos escenarios presentes en la Figura 95, la principal diferencia se puede observar en la frecuencia de 0.01Hz, siendo que la respuesta original indica tres direcciones: N23W, N48E y N64E, y la filtrada (escenario 2) presenta una única y clara tendencia en la dirección N48E.
Figura 95. Comparando los dos escenarios, las tendencias por frecuencias entre 5 y 0.1 Hz presentan múltiples direcciones adicionales más notorias en el escenario 2. Y especialmente hay una marcada diferencia en la frecuencia de 0.01Hz (señalada con flechas amarillas), donde predomina la dirección N48E para el escenario 2.
108
De acuerdo a los diagramas de rosas para las frecuencias altas de 100 y 10Hz, siendo por lo tanto las profundidades de investigación más superficiales, es de esperar que sean materiales que sobreyacen la intracaldera, cuyo emplazamiento fue posterior a la formación de la misma, y por lo tanto estarían afectados principalmente por fenómenos tectónicos. Esto se evidencia en la Figura 96, donde se determinan las direcciones N28W y N48W para las frecuencias indicadas respectivamente, cuyo rumbo se aproxima a la dirección de σ1 actual, asumido desde el apartado anterior al N22W, con notable similitud para la frecuencia más alta (100Hz).
Figura 96. Diagrama de rosas para las frecuencias de 100 y 10 Hz.
La Figura 97 muestra que a partir de los 5Hz y hasta los 0.1 Hz aumentan a 7 las familias de direcciones magnéticas, cuyos rumbos son N12W, N25W, N44W, N12E, N38E, N66E y N83E. Esta variada direccionalidad se asociaría a la respuesta magnética de múltiples fracturas presentes en los materiales del relleno de la caldera, los cuales habrían sufrido un intenso fracturamiento debido a estar sometidos a eventos de origen vulcano tectónico, con patrones vinculados a la generación de fallas inversas, normales, transcurrentes, radiales, anulares, entre otras propias del colapso y posterior resurgencia de una caldera, como lo expone el modelo de la Figura 98.
Figura 97. Diagrama de rosas para frecuencias de 5, 1, 0.5 y 0.1Hz.
109
Figura 98. Modelado de fracturamiento en muti‐etapas caldéricas asociadas a vaciado y posterior resurgencia de la cámara magmática. El modelo representa un bloque 3D (izquierda) y la imagen en planta (derecha) de la zona intracaldérica. La zona resaltada en rojo corresponde a los materiales altamente fracturados asociados a los procesos vulcano tectónicos. Modificado de Troll & Walter (2001).
Como se indicó al inicio, uno de las particularidades más evidentes a partir del análisis y filtrado de las rosas de direccionalidad corresponde a la respuesta de la frecuencia de 0.01Hz, la cual en el escenario 1 (pre filtrado) muestra 3 direcciones: N23W, N48E y N64E, mientras que para el escenarios 2 (post filtrado) presenta una marcada dirección al N48E, asociable a una posible falla antitética sinestral (X) de rumbo N49E (Tabla 2). La frecuencia más baja analizada corresponde a los 0.001Hz, la cual retorna a la tendencia superficial con una dirección entre N10W y N36W, rango cercano al N22W definido para σ1 actual. El comportamiento de las frecuencias 0.01Hz y 0.001Hz se puede observar en la Figura 99.
Figura 99. Diagrama de rosas para frecuencias de 0.01Hz y 0.001Hz.
Una posible explicación de este fenómeno presente en la frecuencia de 0.01Hz, correspondería a que la cámara magmática previo al colapso es alimentada y sobre presurizada por ascenso de fluido magmático, y dicha alimentación podría llevarse a cabo mediante el mecanismo que propone Browning et al. (2015) en su modelo de la erupción de volcán Santorini, a través de un cuerpo magmático o dique, el cual aprovecharía estructuras tectónicas existentes para la migración y ascenso, según se ilustra en la Figura 100. 110
Figura 100. Modelo 3D simplificado del sistema volcánico Santorini basado en datos geodésicos. La flecha amarilla destaca el ascenso magmático por medio de un cuerpo tabular o dique que se hipotetiza para el volcán Santorini durante el período 2011‐2012. Modificado de Browning et al. (2015).
Paquet et al. (2007) en la Figura 101, presentan un criterio similar para el modelo de emplazamiento magmático para el área de Krafla (Islandia) proponiendo un mecanismo de ascenso magmático para la alimentación de la cámara magmática a partir de un cuerpo de geometría tabular.
Figura 101. Representación esquemática 3D de un enjambre de diques en Islandia eliminando la roca caja. La conexión entre la zona fundida y la cámara magmática se dibuja en el ejemplo y se señala con una flecha amarilla. Este modelo asume una migración magmática ascendente desde las profundidades hacia el reservorio ígneo por debajo del centro eruptivo. Dentro de la corteza se espera que el magma fluya principalmente en forma lateral a partir de la cámara magmática hacia el centro eruptivo. Los rumbos de las intrusiones se asume están controlados por variaciones en la distribución de esfuerzos a lo largo del enjambre. Cerca del centro eruptivo donde la alimentación magmática es fuerte, el campo de esfuerzos se torna casi isotrópico favoreciendo una distribución de diques radiales (e intrusiones cónicas). Lejos del centro eruptivo, la distribución paralela de diques es el resultado de un campo de esfuerzos de extensión. Modificado de Paquet et al. (2007).
111
Asumiendo un posible origen similar de la alimentación por medio de un cuerpo o dique para el caso de la caldera anidada que constituiría el actual reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen, se deduce que el mismo presentaría una señal magnética distintiva y superior al entorno, localizándose dentro del área del colapso, a profundidades por debajo de la cámara magmática. En este caso con una marcada dirección hacia el N48E. Por debajo de este nivel y correspondiendo a la frecuencia más baja (0.001Hz) volvería a dominar la respuesta tectónica.
112
Una vez que se extrajo la información de direccionalidad magnética, los 97 sondeos realizados fueron procesados unidimensionalmente (1D) con el método invariante como se indicó en el apartado 2.7.7.2, utilizando el programa WinGlink, tal como se ilustra para el caso de los sondeos RIN‐010A y Rin105A de la Figura 102. Para ello se estableció una rutina de estandarización de procesado asignando 10 corridas como máximo de iteraciones, 4 capas resistivas para el modelado Bostick, y 18 subcapas para el modelo Occam de mejor ajuste (apartados 2.7.7.5 y 2.7.7.6). Estableciéndose como valor base para el medio, una resistividad de 100 OHMm y una profundad máxima del modelo de 3km.
Figura 102. Curvas de resistividad aparente vs fase y mapas de ubicación para los sondeos MT RIN‐010A y RIN‐105A. El modelo unidimensional (1D Model) presenta el modelo Bostick (trama verde) y suavizado de Occam (línea punteada roja), la capa sello (trama roja) y el reservorio (trama azul). Se determinó espesor de la capa sello y parcialmente del reservorio para ambos casos, al igual que para los restantes 95 sondeos.
113
Como lo muestra la imagen anterior, esto permitió determinar un modelo consistente para áreas geotermales como el mostrado por Armadillo et al. (2015), con una capa sello correspondiendo a los valores de resistividad más bajos del medio (valores entre 1 y 10 OHMm) sobreyaciendo valores de 70 OHMm a más, consistentes con un posible reservorio geotérmico.
Como se puede apreciar en la Figura 103, Figura 104 y la Tabla 3, con base en la información obtenida de los sondeos procesados, se procedió a elaborar 9 perfiles de resistividad abarcando el área delimitada en el apartado 4.5, extendiéndose afuera de la misma para poder mostrar los contrastes entre el posible reservorio y sus alrededores. Cada perfil fue interpolado lateralmente en el programa Surfer 12. Se utilizó el método de triangulación lineal, aplicando el máximo peso mediante orientación en función de la elevación. Con ello se logró respetar la ubicación, espesores y valores de resistividad de las capas debajo de cada sondeo.
Figura 103. Mapa con la ubicación de los perfiles magnetotelúricos.
114
Sondeo Elevacion
Rin‐ 016A 565
Coorde nadas 343165, 814
Resist Resistivid ividad ad
Rin‐016A
1194787,58
Espes Espesor or
198
149
10
1031
76
Sonde o El e vaci on
Rin‐105A 507
Coorde nadas 343684,383
Elevació levación n (msnm (msnm)) Resist Resistivid ividad ad
Espes Espesor or
75
70
615
9
931
73
Rin‐105A
1195165, 05
416 ‐
Sonde o El e vaci on
Rib‐ 155A 490 490
Coorde nadas 343778,829
Eleva Elevació ción n (msnm (msnm)) Resist Resistivid ividad ad
Rib‐155A
1195517
Espes Espesor or
Eleva Elevació ción n (msnm)
437
180
102
388
494
17
979
‐
‐
591 591
199
Tabla 3. Datos de ubicación, resistividad, espesor y elevación de cada capa resistiva obtenida por sondeo producto de la modelación unidimensional.
Figura 104. Superior: perfil magnetotelúrico Bor 1, generado a partir de datos MT unidimensionales con interpolación triangular. Inferior, interpretación geofísica según el contexto.
115
De la Figura 105 a la Figura 112 se muestran los restantes perfiles resistivos generados.
Figura 105. Perfil Magnetotelúrico 2.
Figura 106. Perfil Magnetotelúrico 3.
116
Figura 107. Perfil Magnetotelúrico 4.
Figura 108. Perfil Magnetotelúrico 5.
117
Figura 109. Perfil Magnetotelúrico 6.
Figura 110. Perfil Magnetotelúrico 7.
118
Figura 111. Perfil Magnetotelúrico 8.
Figura 112. Perfil Magnetotelúrico 9.
119
De los 9 perfiles magnetotelúricos anteriores se infiere la siguiente estratigrafía resistiva: Superficialmente se presenta una capa delgada con resistividades variables mayores a los 10 Ohm‐m, que se asocia a materiales superficiales de composición variable (lahares, suelos, etc.), correlacionables con la formación Unidad de Productos Volcánicos recientes. La segunda capa corresponde a valores entre 1 y 10 Ohm‐m, su aparición corresponde a la base de la formación Unidad de Productos Volcánicos recientes, principalmente con la Formación Pital (lavas con intercalaciones de tobas) y parte de la formación Liberia (ignimbritas poco consolidadas). Sus valores de resistividad están dados por la predominancia de productos de alteración hidrotermal y predominio de arcillas tipo esmectita, ampliamente distribuidas en lo que se conoce como “Capa Sello” o sello impermeable superior que limita el reservorio. En la Figura 113 y Figura 114 se puede apreciar que el piso de la capa sello guarda una moderada a buena correlación con la representación de esmectita de los perfiles E‐W y N‐S elaborados por Gálvez & Ramírez (2013).
Figura 113. Perfil E‐W del área investigada mostrando la litoestratigrafía y la mineralogía de alteración. Modificado de Gálvez & Ramírez (2013). Se determina adecuadamente, una moderada a buena correlación entre el piso de la capa sello, y la zona transicional entre esmectita pura y la ilita/esmectita.
120
Figura 114. Perfil N‐S del área investigada mostrando la litoestratigrafía y la mineralogía de alteración. Modificado de Gálvez & Ramírez (2013). Tal como el caso anterior, se determina adecuadamente, una moderada a buena correlación entre el piso de la capa sello, y la zona transicional entre esmectita pura y la ilita/esmectita.
En algunos casos donde la mineralogía encontrada y la resistividad no concuerdan plenamente como en el caso del PGB‐01, podría preliminarmente asociarse a la presencia de depósitos de ebullición que simulan la baja resistividad de la capa sello, por lo tanto mostrando una profundización de la misma. Aunque no se descartan problemas en la recolección e interpretación de las muestras de cortados durante la perforación. Sin embargo se aclara que una conclusión al respecto de estos fenómenos escapa del alcance del presente trabajo. La tercera capa resistiva con valores superiores a 10 Ohm‐m y hasta los 180 Ohm‐m, se interpreta como el sector de potencial interés geotérmico (alto potencial geotérmico), correspondiendo principalmente a eventos piroclásticos biotíticos de la formación Liberia, y a mayor profundidad a lavas y tobas del Grupo Bagaces. Esta capa de mayor resistividad por debajo de la capa sello concordaría coherentemente con lo mencionado por White & 121
Hedenquist (1990) y Gunderson et al. (2000), que indican que al encontrarse dentro del reservorio, la mineralogía predominante acorde con el incremento de temperatura se caracteriza por una transición ilita‐esmectita hasta ilita pura, lo que produciría un incremento en resistividad tal como lo muestra el modelo de Armadillo et al. (2015). Su espesor mínimo sería de aproximadamente 1500m. Dentro de esta tercer capa es posible observar zonas verticales anómalas de contrastes bajo resistivos (valores menores a los 10 Ohm‐m) para el caso de los perfiles Bor 1, Bor 4, Bor 5, Bor 6, Bor 8. De igual forma se determinó la presencia de contrastes alto resistivos en los perfiles Bor 2, Bor 3, Bor 7, Bor 8 y Bor 9. Preliminarmente en el caso de las bajas resistividades, esto podría asociarse a zonas de fallas (en algunos casos de amplio grosor) como se infiere al sur en las cercanías del PGB‐01. En el caso de las altas resistividades (valores menores a los 180 Ohm‐m), se asocia a la presencia de materiales más silicificados y/o densos, también correlacionables a la presencia de posibles intrusiones magmáticas de carácter hipoabisal (diques de alimentación y/o en anillo), como las estructuras observadas al Este en las cercanías del PGB‐01. Finalmente se aclara que si bien los valores de resistividad intracaldéricos y externos a la misma mostrados en los perfiles pueden ser similares (mayores a 10 Ohm‐m), una abrupta caída de la capa sello reflejaría condiciones distintas, identificándose por lo tanto como zonas de bajo potencial geotérmico.
Como se indicó en el apartado anterior, los 9 perfiles resistivos abarcaron zonas caracterizadas preliminarmente mediante los análisis de diagramas de rosas de tensores magnéticos (apartado 4.5) como zonas internas y externas al reservorio. Las zonas internas correspondiendo a lo indicado por Lipman (1997), como un relleno intracaldérico, y el cuál está contenido dentro del diámetro estructural de la caldera de colapso. Posterior al análisis e interpretación de los perfiles magnetotelúricos, se procedió a integrar los mismos en un modelo visual 3D. Para ello las imágenes de los perfiles fueron escaladas y georreferenciadas espacialmente en el programa computacional Voxler 5 de la compañía Golden Software. Una vez ubicados en un solo modelo tridimensional, se trazó tentativamente el límite intracaldérico, que correspondería a los bordes del actual reservorio como lo muestra la Figura 115. De acuerdo a la disposición espacial de los perfiles, es identificable un límite circular (o semicircular) caracterizado por un engrosamiento y profundización de la capa sello. Este engrosamiento (aumento entre 300 y 500m de espesor) y profundización se 122
podría asociar a la frontera de la caldera de colapso (sector externo al diámetro estructural de la caldera de colapso), posterior a la cual la fuente de calor se alejaría como lo muestra el modelo de dispersión térmica de Burov & Guillou‐Frottier (1999).
Figura 115. Al unirse los perfiles magnetotelúricos en un modelo visual 3D, se delimitó la caída de la capa sello. Los bordes generan un patrón circular (semicircular), concordante con los patrones vistos en otras intracalderas alrededor del mundo.
Este alejamiento de la fuente de calor por encontrarse externo a la caldera de colapso, facilitaría el desarrollo de grandes espesores de arcillas de baja temperatura (menores a 200°C) tipo esmectita principalmente como lo indica Brown (1978), cuya respuesta resistiva 123
en consecuencia correspondería a valores de entre 1 y 10 Ohm‐m, congruente con lo indicado por Armadillo et al. (2015). De acuerdo a Lipman (1997), este tipo de geometría circular o en anillo, es característico de los bordes de las calderas de colapso. Con base en el trazado de los límites de la caldera, se determinó que el reservorio actual puede tener alrededor de entre 5 y 6km de diámetro para un área aproximada de entre 19,6 y 28km2. Asumiendo un cuerpo cilíndrico con un espesor de reservorio de 1.5km, el reservorio presentaría un volumen mínimo aproximado de 29,4km3.
Como lo indica Gunderson et al. (2000), adentro y en los límites del reservorio se forma la capa sello. Esta capa confinante o capa sello para la mayoría de sistemas hidrotermales se genera cuando se dan reacciones prolongadas entre las rocas y los fluidos termales, lo cual produce una capa de alteración arcillosa sobre un amplio rango de temperatura desde menos de 100°C hasta superiores a los 200°C. (Caldwell et al.,1986; Essene & Peacor, 1995). A bajas temperaturas (70‐150°C), la capa arcillosa es principalmente caracterizada por esmectita. A temperaturas mayores, ilita (en rocas ácidas) y/o clorita (más abundante en rocas basálticas) se intercala con las esmectitas, formando una capa interestratificada con proporciones que van incrementando en ilita, especialmente arriba de los 180°C. A temperaturas sobre los 220‐240°C, la alteración es principalmente en la forma de minerales de clorita y epidota, las cuáles muestran una resistividad mayor que sus contrapartes de baja temperatura. Por lo tanto un incremento en la resistividad por debajo de una capa superficial altamente conductiva eléctricamente (capa bajo resistiva o capa sello), refleja un incremento en la temperatura a profundidad, lo cual constituye una firma común en los sistemas geotérmicos de alta temperatura. (Muñoz, 2013). En sistemas geotermales donde los fluidos salinos juegan un papel importante, sus propiedades eléctricas pueden variar fuertemente dependiendo de si las fallas y fracturas constituyen patrones preferenciales que pueden facilitar la circulación de fluidos (y calor), o si estas representan barreras que impiden la circulación de fluidos. (Ritter et al., 2005). Como se indica en los párrafos anteriores, el análisis de todos los sondeos electromagnéticos, y la caracterización de una posible capa sello a partir de la ubicación, distribución, profundidad, espesor y posibles direccionalidades presentes en el área,
124
pueden dar importantes indicios acerca de la distribución calórica del medio, y canales preferenciales o barreras (asociado al comportamiento de diferentes tipos de fallas). Por lo tanto, dado que la capa sello se forma en un rango desde los 70°C en el sector más somero y hasta los 150°C en el sector más profundo; de los todos los sondeos se extrajo la información correspondiente a las elevaciones del techo y piso de la capa sello en metros sobre el nivel del mar (m.s.n.m) tal como se puede apreciar en la Tabla 4 y Tabla 5, de forma que se pudiera correlacionar con la distribución térmica, facilitar la visualización de posibles fallas, y poder determinar posibles divisiones o sectorizaciones del reservorio.
ID
Longi tu tud
Lati tu tud
RIN-020A
345958
1193232
345958
1193232
606 60
17
0
345958
1193232
582 58
17
0
345958
1193232
581
683
0
345958
1193232
413
683
0
345958
1193232
412 41
1
0
345958
1193232
‐
29
1
0
345958
1193232
‐
30
44
0
345958
1193232
‐
1733
44
0
345958
1193232
‐
1734
7
0
345958
1193232
‐
3000
7
0
346773
1193515
664 664
346773
1193515
663
106
739
346773
1193515
540
106
739
346773
1193515
539
6
739
346773
1193515
442
6
739
346773
1193515
441
1
739
346773
1193515
‐
7
1
739
346773
1193515
‐
8
5
739
346773
1193515
3000
5
739
Rib-145B
El ev evaci ón ón Re si si st sti vi vi da dad Di st stanci a 0
607 607
0
0
‐
739 739
Tabla 4. Superior: ejemplo de resistividades versus profundidades para dos sondeos MT (RIN‐020A y Rib‐145B). En azul y rojo se destaca la elevación (m.s.n.m) y resistividad del techo y piso de la capa sello.
ID
Longi tu tud
Lati tu tud
RIN -0 -0 20 20A
34 59 595 8
119 32 32 32 32
Ri bb-145B
346773
1193515
Ri bb-139A
347220
1194307
Ri bb-141A
347354
1194954
RIN -0 -0 37 37A
34 78 783 4
119 53 53 04 04
Rin 308
348117
1195549
RIN-307
348870
1196078
Rin 309
348967
1196537
El ev evaci ón ón Re si si st sti vi vi da dad 41 412 1 44 441 1 51 518 1 66 664 1 51 511 1 88 883 2 10 1077 10 1137 7
ID
Longi tu tud
Lati tu tud
RIN-020A
345958
1193232
Ri bb-145B
346773
1193515
Ri bb-139A
347220
1194307
Ri bb-141A
347354
1194954
RIN-037A
347834
1195304 1195549
Rin 308
348117
RIN-307
348870
1196078
Rin 309
348967
1196537
El ev evaci ón ón Re si si st sti vi vi da dad ‐29 1 ‐7 1 25 258 1 46 461 1 26 264 1 65 652 1 947 10 63 630 1
Tabla 5. Superior: Datos de techo (azul) y piso (rojo) de la capa sello para los sondeos MT del perfil Bor8.
125
Los datos de las elevaciones del techo y piso de la capa sello fueron procesados por separado en el programa Surfer 12 de la compañía Golden Software, donde se interpolaron por el método de Krigging, para generar mapas de isohipsas. En la Figura 116 se observa el resultado obtenido de la interpolación de datos electromagnéticos del techo de la capa sello.
Figura 116. Mapa del techo de la capa sello en m.s.n.m, en amarillo punteado, posible límite del reservorio.
Como lo evidencia la imagen anterior, el techo de la capa sello presenta un levantamiento significativo hacia el sector Este del área, indicando que las temperaturas entre 70° y 100°C son más superficiales hacia ese sector. Confrontando la morfología del techo de la capa sello y el análisis del patrón estructural deducido (apartado 4.4), se establecieron los patrones de posibles estructuras (fallas). Tal como se expone en la Figura 117, se determinó la existencia de potenciales fallas denominadas FGB (Falla Geofísica Borinquen), las cuáles se caracterizan en la Tabla 6, de acuerdo a la cinemática propuesta en concordancia con σ1 (apartado 4.4). 126
Figura 117. Mapa del techo de la capa sello con elevaciones en m.s.n.m. En línea punteada amarilla: límite intracaldérico del reservorio. En negro: líneas que corresponden a posibles direcciones de estructuras vulcanotectónicas determinadas por el techo de la capa sello (ej. La falla normal FGB 3c), acorde al elipsoide de deformación dextral del apartado 4.4.
Techo de capa sello, posibles fallas FGB1a y FGB1c FGB3a, FGB3b y FGB3c ND FGB2a y FGB2c ND FGB4b FGB5b y FGB5c ND
Posible ci ne ne má máti ca
Rumbo
Símbol o
Desplazamiento de rumbo de x tral Normal Desplazamiento de rumbo de x tral Desplazamiento de rumbo de x tral Desplazamiento de rumbo si ne stral Desplazamiento de rumbo de x tral Desplazamiento de rumbo si ne stral I nve rsa
N66W N22W N42W N88W N 16E N03W N49E N69E
Y T R P R´ R´´ X
Divergencia respecto a la respecto a σ1 PDZ Divergencia
44° 0° 20° 70° 38° 18° 70° 90°
0° 44° 24° 26° 82° 63° 65° 45 45°
Tabla 6. Posibles fallas con sus relaciones estructurales y correspondiente orientación. ND (no determinada).
De la misma forma se procedió al análisis de la morfología del piso de la capa sello, el cual se puede observar en la Figura 118. Para el caso del piso también es notorio el 127
levantamiento que se observa hacia el sector Este. Potenciales fallas afectan el contorno o patrón mostrado por el piso (ej. FGB5a) o bien limitan su desarrollo lateral (ej. FGB3c). Las relaciones cinemáticas se exponen en la Tabla 7 .
Figura 118. Mapa del piso de la capa sello con elevaciones en m.s.n.m y posibles direcciones de fallas determinadas para el piso de la capa sello con base en el elipsoide de deformación.
Piso de capa sello, posibles fallas FGB1b, FGB 1d y FGB1e
Posible ci ne ne má máti ca
Símbol o
respecto a
Divergencia respecto a la
σ1
PDZ
Desplazamiento de rumbo de x tral
N 66W
Y
44°
0°
FGB3a, FGB3b y FGB3c
N ormal
N 22W
T
0°
44°
ND
Desplazamiento de rumbo de x tral
N 42W
R
20°
24°
FGB2c ND
FGB4a y FGB4b FGB5a, FGB5b y FGB5c ND
Rumbo
Divergencia
Desplazamiento de rumbo de x tral
N 88W
P
70°
26°
Desplazamiento de rumbo si ne stral
N 16E
R´
38°
82°
Desplazamiento de rumbo de xtral
N03W
R´´
18°
63°
Desplazamiento de rumbo si ne stral
N 49E
X
70°
65°
Inve rsa
N 69E
90°
45 45°
Tabla 7. Posibles fallas con sus relaciones estructurales y correspondiente orientación. ND (no determinada).
128
En el apartado 4.10 se analizará la posible fuente o fuentes de calor del sistema, por lo tanto se enfocará el análisis en la profundidad más cercana a la fuente de calor, correspondiendo al piso de la capa sello. El modelo de estructuras general propuesto se puede observar en la Figura 119.
Figura 119. Mapa del piso de la capa sello y las posibles direcciones de fallas tanto del techo como del piso. Para no saturar la imagen, se escogió una estructura para resaltarla y mostrar su cinemática.
El análisis de la capa sello ha evidenciado tanto para el techo como en el piso, que conforme se desarrolla hacia el Este del área investigada, la misma se vuelve más somera y de menor espesor. Por otro lado también es claro, que hay un fuerte condicionamiento de la capa por fallamiento. Este condicionamiento tectónico es coherente si se asume como se viene indicando a lo largo de este trabajo y validado por diversos autores mencionados previamente, que el emplazamiento de la cámara magmática, estilo y dimensiones de colapso, y posibles 129
resurgencias deben seguir patrones facilitados por la presencia de fracturas previas, cuyo origen corresponden a la tectónica cortical local. Este ejercicio con la capa sello, permitió identificar y caracterizar al menos 5 familias de fallas presentes en el reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen, mismas que se detallan en la Tabla 8.
Modelo general de f al l as
Posi bl e ci ne máti ca
FGB1a, FGB1b, FGB 1d y FGB1e Desplazamiento de rumbo de x tral
Rumbo
Símbol o
Divergencia respecto a
σ1
Divergencia respecto a la PDZ
N66W
Y
44°
0°
FGB3a, FGB3b y FGB3c
N ormal
N22W
T
0°
44°
ND
Desplazamiento de rumbo de x tral
N42W
R
20°
24°
Desplazamiento de rumbo de x tral
N 88W
P
70°
26°
FGB2a, FGB2b y FGB2c ND
FGB4a y FGB4b FGB5a, FGB5b y FGB5c ND
Desplazamiento de rumbo si ne stral
N 16E
R´
38°
82°
Desplazamiento de rumbo de x tral
N 03W
R´´
18°
63°
Desplazamiento de rumbo si ne stral
N49E
X
70°
65°
Inve rsa
N69E
90°
45 45°
Tabla 8. Modelo general de fallas propuesto para el reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen. ND (no determinada).
Es importante destacar la presencia de fallamiento normal (T) en sentido N22W, ya que los desplazamientos verticales abruptos de la capa bajo resistiva hacia SW concordaría con el modelo de esfuerzos propuesto, por lo que se proponen separaciones dentro del mismo reservorio, aislando parcialmente bloques del reservorio (zona A, zona B y zona C) mediante las fallas normales FGB3a, FGB3b y FGB3c tal como lo ilustra la Figura 120, congruente con lo expresado por Gudmundsson (2012). Respecto a los espesores y buzamientos de las fallas, son aspectos que no pudieron determinarse, dado que aun cuando la huella resistiva se aproxima a los 800m de ancho, se considera, responde a un fenómeno de ascenso de fluidos por las estructuras, los cuales pueden desplazarse por los acuíferos más superficiales generando una falsa señal. Para contar con datos cuantitativos acerca de estos dos rubros, se requerirá de técnicas como la sísmica de refracción y/o reflexión.
130
Figura 120. Mapa del piso de la capa sello con el modelo general de fallas para el reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen. Partiendo de la presencia de al menos 3 fallas normales (FGB3a, FGB3b y FGB3c) y su efecto en la capa sello se proponen los bloques de las zonas: zona A (rojo), zona B (anaranjado) y zona C (amarillo).
Finalmente una de las características más notorias del piso de la capa sello corresponde a la diferencia entre el sector A respecto a los sectores B y C. Como se observa en el bloque A, a diferencia de los otros dos, la capa sello presenta una morfología más homogénea y extendida, en sentido NNW‐SSE. Acorde a Solís et al. (2015), esto podría corresponder a la presencia de una zona predominantemente de vapor y gases, los cuáles son más fáciles de desplazarse y desarrollar una capa sello más uniforme.
131
Burov & Guillou‐Frottier (1999), indican que los efectos termales que deberían tener mayor influencia en la evolución del sistema postcaldérico son: (1) la difusión de calor del cuerpo magmático caliente y (2) y la cobertura térmica aislante ignimbrítica. Respecto a lo anterior, un súbito aumento del espesor la capa sello como se determinó en el apartado 4.8 (Límite del reservorio) indicaría a su vez, un límite de disponibilidad térmica importante. Dado que este patrón muestra un comportamiento circular, concordaría con un posible límite de una cámara magmática colapsada que sigue aportando temperatura residual al sistema. Esta cámara correspondería a la primera fuente de calor del área. Por su parte Gunnarsson & Aradóttir (2014), indican que las fuentes de energía de los sistemas geotérmicos en áreas volcánicas son intrusiones que se van enfriando y solidificando en la corteza. Cuando los modeladores de campos geotérmicos construyen el modelo de producción de un campo, este aspecto normalmente es evitado. Las fuentes de calor se consideran, están por debajo de la profundidad del modelo y son encontradas mediante la selección adecuada de condiciones de frontera en la capa del basamento del modelo. Sin embargo, también señalan que experiencias en la aparición de fuentes de calor más someras junto con otras observaciones, demuestran que las raíces de los sistemas geotérmicos en zonas volcánicas activas de Islandia son más superficiales que lo que se pensaba originalmente. Por lo tanto la forma de estructurarse numéricamente los modelos debe reconsiderarse, ya que las diferentes fuentes de calor deben ser incluidas en los modelos. Un aspecto interesante expuesto por estos autores, es que proponen que las fuentes de calor para un modelo conceptual geotermal simple pueden ser diques con profundidades someras (≤2.5 km). Esto es reforzado por Saemundsson (2009) quien para el caso del volcán Lýsuskard indica que las inyecciones magmáticas en las raíces del volcán central pueden acomodar todo por medio de los diques. La orientación del mínimo esfuerzo entonces oscila entre horizontal (sills) y vertical (diques). Constituyéndose estos a su vez, en importantes fuentes de calor. Estos conceptos de intrusiones son importantes porque como se indicó en el apartado 4.7 (perfiles magnetotelúricos), en el caso de las altas resistividades, se asocia a la presencia de materiales más silicificados y/o densos, asociables a posibles intrusiones magmáticas de carácter hipoabisal (diques de alimentación y/o en anillo). Por lo tanto en el área también podrían haber de este tipo de intrusiones magmáticas. Que corresponderían a una segunda y principal fuente de calor del área.
132
La Figura 121 ilustra que el sector más levantado del piso de la capa sello se encuentra al Este del área, pudiendo asociarse a una intrusión magmática (o varias) tipo hipoabisal, ligada al último evento caldérico de resurgencia en una etapa 5, según Smith & Bailey (1968).
Figura 121. Modelo visual 3D integrando el piso de la capa sello y los perfiles magnetotelúricos, las flechas y la línea punteada señalan el borde intracaldérico. En tanto que al Este del área se señala la segunda y principal fuente de calor. Tomada de Solís et al. (2015).
La Figura 122 ilustra lo mencionado por Solís et al. (2015), quienes indican: “Se hipotetiza la localización de la fuente de calor hacia el sector Este del campo, debido a la geometría y espesor del piso y techo de la capa sello, así como así como la presencia del máximo gravimétrico y un máximo magnetométrico ubicado hacia el Este de la zona de estudio”.
133
Información de los pozos del sector reportados por el Equipo de Termohidráulica (comunicación escrita) que se presenta en la Figura 123, refuerzan esta hipótesis dado que es notorio un incremento de temperatura registrada conforme los pozos se ubican hacia el Este y Sur del área (ej. El pozo PGB‐05 presenta como máxima temperatura registrada 255°C, mientras que el PGB‐01 presenta 277°C).
Figura 122. Modelo 3D mostrando el piso de la capa sello arriba y abajo, el mapa gravimétrico. La flecha blanca indica la correlación entre la parte más somera de la capa sello (blanco en el piso de la capa sello) y el alto gravimétrico (anaranjado en la base) correspondiendo a la posible principal fuente de calor. Tomada de Solís et al. (2015).
Figura 123. Datos de temperaturas estáticas registradas por el Equipo de Termohidráulica (ETH) (comunicación escrita) concuerdan con el incremento de temperatura hacia el Este y Sur del campo según se acerca a la máxima fuente de calor.
134
Galland et al. (2014) mencionan que las capas de intrusiones de formas diversas, tales como diques y conos (sills), coexisten como parte de los sistemas de conductos de los complejos volcánicos, lo más probable alimentados por fuentes comunes. En experimentos realizados por Galland et al. (2014) determinaron que los diques a poca profundidad pueden separarse en dos ramas, produciendo una forma aproximada a un bote en forma de herradura, una elongación de morfología cónica, cuya raíz corresponde al dique, y su eje mayor se alinea al dique. Tal y como lo muestra la Figura 124, en el área una forma singular se encontró rodeando el pozo de mayor temperatura del campo con forma de herradura, por lo que podría asociarse preliminarmente a la presencia de un sill, coincidiendo también con la segunda y principal fuente de calor.
Figura 124. La figura muestra el piso de la capa sello (m.s.n.m), se destaca en negro con bolas, la presencia de una posible intrusión tipo sill.
Por último, se hipotetiza como tercer fuente de calor, el aporte parcial de la actual cámara magmática del Volcán Rincón de la Vieja, ubicada al Este del área investigada. 135
En geotermia, las zonas de falla son consideradas como un objetivo ya que las altas tasas de producción que se requieren para proyectos geotérmicos se relacionan a nivel mundial, a zonas de fallas activas. Las características de las zonas de falla pueden observarse en la Figura 125.
Figura 125.Ilustraciones conceptuales de los diferentes tipos de fallas en rocas, y como esto afecta el movimiento de agua subterránea. Modificado de Caine et al. (2007).
Evidencia natural de flujos ascendentes a lo largo de fallas son por ejemplo: nacientes (calientes) y fumarolas. Sin embargo, la predicción de productividad a partir de zonas de fallas antes de perforar es difícil a partir que la permeabilidad de las fallas es difícil de predecir, debido a la alta complejidad de las mismas. Houwers et al. (2015). Houwers et al. (2015) mencionan que las zonas de fallas pueden ser ambas: zonas sello y zonas permeables. Esta afirmación de la doble característica de la permeabilidad de una misma falla concuerda con el modelo presentado por Torti et al. (2003) en el apartado 2.6.10 (Rutas de migración de fluidos en el reservorio), donde la permeabilidad de las fallas tiende a ser alta en las zonas dañadas, en tanto que hacia el centro donde aparece el núcleo se tienden a ser impermeables. En una revisión de los patrones permeables en ambientes geotérmicos, Melosh (2015) sugiere que la permeabilidad cerca de irregularidades se desarrolla en zonas de estrés tensional secundario y zonas de redes de fracturas de cizalla‐extensional o zonas dañadas. 136
En el caso de fallamiento transcurrente, pueden producirse patrones o fábricas tipo gouge, y eventualmente presentar patrones sigmoidales tales como los mostrados por Rahiman & Pettinga (2009). Davidson (2016) indica que actualmente existe un método estocástico desarrollado por la compañía Predrill Stresses International Pty Ltd., desarrollado por el departamento de Simulación Estocástica, que puede predecir a nivel de la etapa de prospección, la ocurrencia de una falla de reservorio sellada antes que un pozo sea perforado y en cualquier etapa durante la perforación/evaluación durante los procesos de producción. La plantilla de caracterización de permeabilidad se muestra en la Figura 126.
Figura 126. Superior: Modelo para determinar grado de permeabilidad de fallas. (a) elipse de deformación para una falla de desplazamiento de rumbo, (b) diagrama de falla de desplazamiento de rumbo y comportamiento conforme diverge en grados de SH. Inferior: clasificación de permeabilidad según el tipo de fallamiento. Modificado de Davidson (2016).
Mediante el análisis de la morfología del piso de la capa sello y su deformación como se observa en la Figura 127, se ha determinado que las zonas anómalamente levantadas siguen un patrón sigmoidal o patrón gouge, concordante con un sistema transpresivo dextral (cuencas tipo push ‐up o pop‐up). Este carácter dextral concuerda con la dirección de desplazamiento de rumbo de las fallas mostradas por Montero (2014). Adicionalmente este patrón corresponde positivamente con uno de los escenarios expuestos por Faulds & Hinz (2015) para el desarrollo de sistemas geotermales. 137
Figura 127. Mapa de piso de capa sello mostrando indicadores de movimiento (fábrica gouge) concordantes con una dinámica de transpresión dextral. En recuadro esquema de fábrica tipo gouge generada por cizalle dextral. Modificado de McClay (1987).
Igual criterio comparten Faulkner (2004), Kahiga (2014) y Solumn et al. (2005), quienes sugieren que estos patrones de fallas deberían ser medios permeables preferenciales. Por lo tanto, las direcciones de las deformación mostradas por el piso de la capa sello corresponderían a las expresiones de las rutas de migración de fluidos dentro y hacia el exterior del actual reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen. En la Figura 128 y Tabla 9 se desglosa el análisis de las estructuras propuestas utilizando los criterios de la plantilla expuesta por Davidson (2016), de forma que se determinen las posibles características de permeabilidad que presentaría cada familia de fallas.
138
Figura 128. Mapa del piso de la capa sello y estructuras clasificadas según la plantilla expuesta por Davidson (2016). En recuadro menor la plantilla modificada de Davidson (2016) y rotada acorde al σ1 indicado en el apartado 4.4.
Modelo general de fal l as
Posi bl e ci ne ne má máti ca ca
Rumbo
Símbol o
Desplazamiento de rumbo dextral Normal Desplazamiento de rumbo de xtral Desplazamiento de rumbo de xtral Desplazamiento de rumbo si nestral
N66W N22W N42W N88W N1 N16E
Y T R P R´
Desplazamiento de rumbo de xt xtral Desplazamiento de rumbo si nestral Inve rsa
N03W N49E N69E
R´´ X
FGB1a, FGB1b, FGB 1d y FGB1e FGB3a, FGB3b y FGB3c ND FGB2a, FGB2b y FGB2c ND FGB4a y FGB4b FGB5a, FGB5b y FGB5c ND
Divergencia respecto a σ1 44° 44°
0° 20° 20° 70° 38° 18° 18° 70° 90°
Dominio de estrés Posible Permeabilidad tectónico Desplazamiento de Sellamiento moderado rumbo Exte nsi ón Sin sellamiento Compre si ón
Sel l ami e nto fuerte
Desplazamiento de Sellamiento débil rumbo extensional Compre si ón Sel l ami e nto fuerte
Tabla 9. Modelo general de fallas propuesto para el reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen, y características de permeabilidad según la plantilla expuesta por Davidson (2016). ND (no determinada).
Como se deriva del ejercicio anterior, las fallas que presentarían una permeabilidad importante en orden de mayor a menor grado corresponden a las familias de fallas FGB 3,
139
FGB 4 y FGB 1. En tanto que las familias FGB 2 y FGB 5 corresponderían más bien a límites de permeabilidad. Se determina por lo tanto con base en los análisis anteriores, que en el patrón estructural deducido la dirección N22W determinada como posibles fallas normales (apartado 4.4) comprende a la familia de fallas de mayor permeabilidad. Aunque no debe perderse de vista que como lo expuso Torti et al. (2003), aunque estas fallas presenten alta permeabilidad, a profundidad esta se encontrará en las zonas dañadas, ya que su centro contendrá la zona del núcleo, el cual de acuerdo a su desarrollo probablemente será impermeable. Conforme divergen de la dirección N22W hacia la dirección perpendicular (p.ej FGB 5) las estructuras tienden a comportarse más como una barrera para los fluidos. Tomando en consideración la topografía descendente en el área del Proyecto hacia los sectores Oeste, y Sur del área analizada; así como así como la posible fuente de calor ubicada al Este del PGB‐01, se considera un patrón de migración natural de fluidos como el que se presenta en la Figura 129, con clara predominancia de flujos migrando en sentido SE‐NW y S‐N, y en menor grado en dirección E‐W y NE‐SW.
Figura 129. Mapa del piso de la capa sello, las flechas azules muestran las posibles rutas preferenciales de migración de fluidos (sentido NNW‐SSE y NW‐SE). Las flechas verdes corresponderían a la presencia de barreras impermeables (sentido NE‐SW).
140
Según se observa las fallas normales T (dirección N22W), y las de desplazamiento de rumbo dextral tipo Y y R´´(N66W y N03W respectivamente) corresponden a las rutas más probables de acarreo de fluidos, en tanto que las fallas P y X a direcciones que limitan el paso de los fluidos. Las fallas normales T, se consideran la máxima permeabilidad de todas las familias de fallas, por lo tanto buenos objetivos de perforación en el caso de pozos productores, en tanto que perforar estas estructuras para pozos de reinyección, suponen un riesgo por la velocidad de migración de los fluidos, pudiendo generar un enfriamiento en las áreas de producción, lo que evidentemente no es deseable para la sostenibilidad de un campo geotérmico a mediano y largo plazo.
141
El patrón estructural deducido, para el modelo conceptual del reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen a partir de alineamientos de ríos y quebradas, permitió definir la presencia de 5 familias de potenciales fallas con rumbos N66W, N88W, N03W, N49E y N22W. El análisis de los tensores de direccionalidad magnética de los sondeos magnetotelúricos adicionalmente sugiere que esta dirección N22W correspondería al tensor máximo de esfuerzo horizontal (SH o σ1) para el área. Si bien un rumbo N22W contrasta fuertemente con el patrón general asociado al fenómeno de subducción (usualmente considerado al NE para Costa Rica); este fenómeno pareciera estar relacionado con la desviación de esfuerzos observados en las cercanías de zonas de alta densidad cortical, tales como las zonas limítrofes del antearco volcánico (en este sector representado por la presencia del macizo del volcán Rincón de la Vieja). Acorde a lo anterior y colocando el elipsoide de deformación para un sistema dextral posicionado con un σ1 al N22W como se indicó anteriormente, las fallas de rumbo N66W, N88W y N03W se considerarían fallas de desplazamiento de rumbo de carácter dextral, las de rumbo N49E de desplazamiento de rumbo sinestrales, mientras que las N22W serían fallas de tipo tensionales o normales. Por su parte, la caracterización unidimensional de los sondeos magnetotelúricos del área, facilitó definir 3 estratos resistivos, partiendo de una capa delgada superficial con resistividades variables mayores a los 10 Ohm‐m, que se asocia a materiales superficiales de composición variable (lahares, suelos, etc.), correlacionables con la Formación Unidad de Productos Volcánicos recientes. Una segunda capa a la que se le denominó como Capa Sello, cuyo valores están entre 1 y 10 Ohm‐m, concordando con la base de la Formación Unidad de Productos Volcánicos recientes, principalmente con la Formación Pital (lavas con intercalaciones de tobas) y parte de la Formación Liberia (ignimbritas poco consolidadas). Y a mayor profundidad y como basamento del modelo, una tercer capa resistiva con valores superiores a 10 Ohm‐m y hasta los 180 Ohm‐m, interpretada como el sector de potencial interés para explotación geotérmica, asociándose principalmente a eventos piroclásticos biotíticos de la Formación Liberia, y a mayor profundidad a lavas y tobas del Grupo Bagaces. Esta tercera capa tendría un espesor mínimo aproximado de 1,5Km. La selección de algunos sondeos MT por medio de perfiles permitió delimitar tanto el contorno de la Capa Sello, como zonas verticales anómalas de contrastes bajo resistivos (valores menores a los 10 Ohm‐m) que se asocian a fallas, y zonas anómalas alto resistivas (valores mayores a los 180 Ohm‐m), tentativamente asociadas a materiales más silicificados y probablemente más densos, indicando la posible presencia de intrusiones magmáticas de carácter hipoabisal (diques de alimentación y/o en anillo). 142
El contorno de la Capa Sello determinada en los perfiles MT, mostró un patrón anular (o semicircular) evidenciado por un súbito descenso del piso, cuyo comportamiento se consideraría como el límite periférico lateral del actual reservorio. Esto anterior se relaciona con el fuerte contraste térmico y el equilibrio de arcillas de baja temperatura (esmectitas) las cuáles a lo interno del reservorio estarían ubicadas a mucha menor profundidad que aquellos sectores externos al reservorio, donde la ausencia de calor permite el desarrollo de grandes espesores. Si el reservorio se considera ligado a fenómenos de formación de una antigua caldera de colapso de patrón anular como descrito anteriormente, se estimaría un diámetro de 5 a 6km, para un área aproximada de entre 19,6 y 28km2. Partiendo del espesor mínimo 1,5 km indicado para la tercera capa (denominada reservorio), y utilizando la fórmula del volumen de un cilindro, el reservorio presentaría un volumen mínimo aproximado de 29,4km3. Por otro lado, la selección de los valores superior e inferior de la menor resistividad de cada sondeo (1‐10 Ohm‐m), definió las superficies del techo y del piso de la capa sello de todo el sector investigado. El análisis de esta capa ha evidenciado en ambos casos, que conforme se desarrolla hacia el Este del área, la misma se vuelve más somera y de menor espesor. También es evidente, que hay zonas fuertemente alineadas dentro de esta capa. Estas zonas fuertemente alineadas determinadas en la Capa sello, mantuvieron consistencia con los rumbos obtenidos del análisis del patrón estructural deducido. Específicamente el piso de la Capa Sello muestra que conforme se desplaza hacia el W, sus alineamientos siguen patrones sigmoidales (o patrones tipo gouge), cuya orientación concuerda con zonas deformadas por transpresión dextral (cuencas tipo push‐up o pop‐up dextrales). Se ha observado que de las fallas determinadas mediante el patrón estructural deducido, las fallas de rumbo N22W dividen fuertemente el piso de la capa sello por medio de descensos en dirección SW, lo que podría asumirse como evidencia de posibles bloques o compartimientos separados dentro del mismo reservorio, a los cuáles se les ha denominado como bloque A, bloque B y bloque C. El modelo conceptual del reservorio presentaría 3 potenciales fuentes de calor: una cámara magmática colapsada, la cual restringe el calor del reservorio, y culmina con la caída de la capa sello como se indicó para los perfiles magnetotelúricos. La presencia de intrusiones tipo diques y sills, mostrados en los alrededores del PGB‐01, y principalmente hacia el Este del mismo pozo, cuya influencia es evidente en fuertes variaciones en la morfología principalmente del piso de la Capa Sello. Y como tercer fuente, la influencia de calor proveniente de la nueva cámara magmática que alimenta el actual volcán Rincón de la Vieja, misma que impide una caída del piso de la Capa Sello hacia el sector Este del reservorio. Esto anterior se refleja principalmente en el bloque A, cuyo piso de la Capa Sello está más homogéneo, más somero y de menor espesor, sugiriendo su cercanía con sectores más calientes, y la principal fuente de calor al Este del PGB‐01. 143
Acorde a la evaluación de las permeabilidades de las 5 familias de potenciales fallas, estas presentarían una permeabilidad importante en orden de mayor a menor grado: FGB 3, FGB 4 y FGB 1; en tanto que las familias FGB 2 y FGB 5 corresponderían más bien a límites de permeabilidad. Finalmente, tomando en consideración la topografía descendente en el área del Proyecto hacia los sectores W, y S del área analizada; las posibles fuentes de calor ubicadas al Este del área y principalmente al Este del PGB‐01, así como así como las características de permeabilidad de las fallas indicadas anteriormente, se considera un patrón de migración natural de fluidos con clara predominancia en sentido SE‐NW y S‐N, y en menor grado en dirección E‐W y NE‐ SW. Los conceptos expuestos anteriormente se resumen en el mapa de la Propuesta del modelo conceptual para el reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen de la Figura 130.
Figura 130. Mapa de la Propuesta del modelo conceptual para el reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen. Límites del reservorio (línea punteada amarilla), fallas (líneas negras continuas, se destacan las principales T, P, Y, X y R´´), el patrón sigmoidal (línea negra curva segmentada), fuente de calor y dirección de migración de fluidos (flechas blancas). En recuadro, elipsoide de deformación para un movimiento de desplazamiento de rumbo dextral, modificado de Xu & Ben‐ Zion (2013).
144
Al finalizar este análisis es evidente que para modelar conceptualmente un campo geotérmico en ambiente volcánico se requiere una adecuada guía, que involucra conocer el contexto vulcano‐estructural, así como la formación y evolución de un reservorio geotermal, ya que este será el punto de partida para entender la forma, límites del reservorio y patrones de migración de fluidos entre otros. La magnetotelúrica si bien muestran amplias bondades, corresponde a uno de varios métodos geofísicos que deben llevarse a cabo en los campos geotérmicos en las fases de exploración y factibilidad. Basarse en un único método sesga la investigación y carece de información vital para poder interpretar una señal dada en forma congruente. En consecuencia, métodos geofísicos tales como la magnetotelúrica, la gravimetría, la magnetometría y la sísmica pasiva deben verse como métodos complementarios y nunca como suplementarios a la magnetotelúrica, o entre sí. Como se expuso, esta técnica geofísica preliminarmente no permite determinar buzamientos de las fallas, aspecto de vital importancia para un adecuado modelaje vulcano‐ estructural, por lo tanto se recomienda investigar la posibilidad de realizar adquisición de mediciones de sísmica de refracción y reflexión que ayuden a identificar tanto los anchos de fallas, así como así como sus direcciones y ángulos de buzamiento. Está claro que al ser información de escritorio y modelación de datos geofísicos, una adecuada y minuciosa campaña de levantamiento de rasgos estructurales de campo es de suma importancia. Finalmente para el lector: esta propuesta de modelo conceptual fue elaborada a partir de datos indirectos proporcionados por los sondeos magnetotelúricos, así como así como observaciones morfológicas de escritorio, e información proveniente de diversos autores que han investigado el área. Sin embargo, no debe considerarse como la única explicación plausible para el modelo conceptual para el reservorio del Proyecto Geotérmico Borinquen. Lo anterior debido que como se comprenderá, las variables de los modelos geotermales son múltiples, así como así como los enfoques y los análisis geocientíficos que se deben realizar en forma integral, y ello excede los alcances de este trabajo. Se trata entonces de generar un documento básico que promueva al lector a realizar una lectura crítica, a motivar una sana discusión y que ayude a mejorar cada día más el conocimiento que se tiene de los reservorios geotermales, impulsando así la exploración y desarrollo de nuevos campos geotérmicos en Costa Rica.
145
ACOCELLA, V., 2007: Understanding caldera structure and development: and overview of analogue models compared to natural calderas.‐ Earth Science Reviews. 85: 125–160.
AGUNG, L & RARARJO, I., 2015: An experimental magnetotelluric short sounding during high sun spot activity cycle in 2013.‐ Proceedings World Geothermal Congress: 1‐6.
ALMAGUER, J., 2013: Estudio magnetotelúrico con fines de interés geotérmico en el sector norte del Nevado del Ruiz, Colombia.‐ 139 págs. Universidad Nacional Autónoma de México, México. [Tesis M.Sc].
ALVAREZ, J., 2009: Tectónica activa y geodinámica en el Norte de Centroamérica.‐ 241 págs. Universidad Complutense de Madrid, Madrid. [Tesis Ph.D].
ANDERSON, E., CROSBY, D. & USSHER, G., 2000: Bulls‐eye! ‐ simple resistivity imaging to reliably locate the geothermal reservoir.‐ Proceedings World Geothermal Congress: 909‐914.
ANÓNIMO., 2011: Big Ideas #4: Eruptions are started by diverse events (triggers).‐ https://volctriggers.wordpress.com/4‐1/ [Consulta: 23 de diciembre del 2015].
ARIAS, O., 2002: Tectocaldera Cañas Dulces‐Guachipelín, Costa Rica.‐ 47 págs. Instituto Costarricense de Electricidad, Costa Rica. [Inf. Interno].
ARMADILLO, E., RIZZELLO, D., VERDOYA, M., PASQUA, C., & PISANI, P., 2015: Cubic spline regularization applied to 1D Magnetotelluric inverse modeling in geothermal areas.‐ Proceedings World Geothermal Congress: 1‐5.
146
ARNASON, K., 2015: The static shift problem in MT soundings.‐ Proceedings World Geothermal Congress: 1‐12.
ARNASON, K., EYSTENSSON, H., & HERSIR, G., 2010: Joint 1D inversion of TEM of TEM and MT data and 3D inversion of MT data in the Hengill area, SW Iceland.‐ Geothermics, 39:13–34.
BACON, C., 1983: Eruptive history of Mount Mazama and Crater Lake caldera, Cascade Range, USA.‐ Journal of Volcanological of Volcanological and Geothermal Research, 18:57–115.
BARAHONA, M., BONILLA, E., CORTÉS, R., COTO, L.C., GUZMÁN, G., HERRERA, P., HIDALGO, P., MARTENS, U., MÉNDEZ, J., PÉREZ, K., REYES, K., SJOBOHM, L., VARGAS, C., & ZAMORA, N., 2001: Geología ‐ vulcanología del Campo Geotérmico Borinquen ‐ Las Pailas. ‐ 162 págs. Universidad de Costa Rica [Tesis Bach.].
BELLON, H. & TOURNON, J., 1978: Contribution de la géochronométrie K‐Ar a l’étude du magnetisme de Costa Rica, Amérique Central.‐ Bulletin de la Societé Géologique de France, 20 (6): 955‐959.
BERBESI, A., 2005: Comparación entre inversión SB e inversión REBOCC para una medición 2‐D RMT+CSTMT en Skediga, Suecia.‐ 65 págs. Ilustre Universidad Simón Bolívar. [Tesis Lic].
BETHKE, P., 1984: Controls on base and precious metal mineralization in deeper epithermal environments.‐ United States Geological Survey, Open File Report, 84‐890.
BLAIR, K., 2012: The Geography of Costa of Costa Rica: An Introduction to the Physical Geography of Costa Rica.‐ http://costaricageog.blogspot.com/ [Consulta: 08 de enero del 2016].
BLENKINSOP, T.G., 2008: Relationships between faults, extension fractures and veins, and stress.‐ Journal of Structural of Structural Geology 30 (5): 622‐632. 147
BOSTICK, F., 1977: A simple almost exact method of magnetotelluric of magnetotelluric analysis. En: Ward, S., 1977: Workshop of Electrical of Electrical Methods in Geothermal Exploration, University of Utah of Utah Research Institute., U. S. Geological Survey. Contract 14‐08‐ 0001‐8‐ 359.
BRADLEY, J., 1965: Intrusion of major of major dolerite sills.‐ Transactions of the of the Royal Society of New of New Zealand, 3:27‐55.
BRADY, J., CAMPBELL, T., FENWICK, A., GANZ., & SANDBERG, S., 2009: Electromagnetic Sounding for Hydrocarbons.‐ Oilfield Review Spring, 21: 4‐19.
BROWNE, P., 1978: Hydrothermal alteration in active geothermal fields.‐ Annual Review of Earth of Earth and Planetary Sciences, 6: 229‐250.
BROWNE, P., 1984: Occurrence of ore metals in some terrestrial geothermal systems.‐ Society of Mining of Mining Engineers of AIME, of AIME, Annual Meeting Preprint: 84‐73.
BROWNING, J., DRYMONI, K., & GUDMUNDSSON., 2015: Forecasting magma‐chamber at Santorini volcano, Greece.‐ Scientific Reports 5, DOI: 10.1038/srep15785.
BURDCHARDT, S., 2009: Mechanism of magma of magma emplacement in the upper crust.‐ 125 págs. University de Georg‐August, Gӧttingen [Tesis Ph.D].
BUROV, E., & GUILLOU‐FROTTIER, L., 1999: Thermomechanical behavior of large of large ash flow calderas.‐ Journal of Geophysical of Geophysical Research, 104: 23,081‐23,109.
CAGNIARD, L., 1953: Basic Theory of the magneto‐telluric method of Geophysical Prospecting.‐ Geophysics, 18: 605‐635.
148
CAINE, J., MINOR, S., & BUDAHN, J., 2007: Faults in rock, faults in dirt, and enigmatic breccias in the Español Basin, New México: their relations to rift architecture, groundwater, and a possible impact structure.‐ Colorado, Geological Society of America of America Abstracts with Programs, 39 (6): 496.
CALDWELL, G., PEARSON, C., & ZAYADI, H., 1986: Resistivity of rocks of rocks in geothermal systems: a laboratory study.‐ Proceedings, 8th geothermal workshop, New Zealand.
CANTWELL, T., 1960: Detection and analysis of low frequency magnetotelluric signal. Geology and Geophysics.‐ 170 págs. Massachusetts Institute of Technology. [Tesis Ph.D].
CAPRA, L., ROVERATO, M., GROPELLI, G., CABALLERO, L., SULPIZIO, G., & NORINI, G., 2010: Glacier melting during lava dome growth at Nevado de Toluca volcano (Mexico): Evidences of a major threat before main eruptive phases at ice‐ caped volcanoes.‐ Journal of Volcanology of Volcanology and Geothermal Research, 294: 1‐ 10.
CARR, M., CHESNER, C & GEMMEL, J., 1985: Nuevos análisis de lavas y bombas del volcán Rincón de la Vieja, Costa Rica.‐ Boletín de Vulcanología, 16: 23‐29.
CASHMAN, K., & SPARKS, R., 2013: How volcanoes work: A 25 year perspective.‐ Geological Society of America of America Bulletin, 125: 664‐690.
CHIESA, S., 1991: El flujo de pómez biotítica del Río Liberia (Guanacaste), Costa Rica.‐ Revista Geológica de America Central, 12: 73‐83.
CIANFARRA, P & SALVINI, F., 2015: Lineament domain of regional of regional strike‐slip corridor: Insight from the Neogene Transtensional De Geer transform fault in NW Spitsbergen.‐ Journal of Pure of Pure and Applied Geophysics, 172:1185–1201.
149
CIVELLI, G., LOCATI, U., BIGIOGGERO, B., CHIESA, S., ALVARADO, G., & MORA, O., 2005: Geología de la Hoja Tierras Morenas.‐ Revista Geológica de America Central, 33: 99‐110.
CLAUSER, C., & HUENGES, E., 1995: Thermal conductivity of rocks and minerals, in Rock Physics and Phase Relations.‐ En: AHRENS, T., 2000: (comp):A Handbook of Physical Constant [3a ed.].‐ 237 págs. American Geophysical Union Reference Shelf series Shelf series 3, Washington, D.C.
CLIEMENT, A., ROJAS, W., ALVARADO, G., & BENITO, B., 2008: Evaluación de la amenaza sísmica en Costa Rica.‐ 126 págs. NORSAR.
CONSTABLE, C., 1987: Occam's inversion: A practical algorithm for generating smooth models from electromagnetic sounding data.‐ Geophysics, 52 (3): 289‐300.
COPPO, N., SCHNEGG, P., HEISE, W., FALCO, P., & COSTA, R., 2008: Multiple caldera collapses iferred from the shallow electrical resistivity signature of the Las Cañadas caldera, Tenerife, Canary Islands.‐ Journal of Volcanology and Geothermal Research, 170:153‐166.
CORTI, G., 2012: Continental rifting: analogue modeling and comparison with East African Rift System.‐ http://www.mantleplumes.org/ContRift.html [Consulta: 22 de diciembre del 2015].
COX, M., 1982: Geothermal Assessment of the Fiji islands.‐ University of Auckland, Geothermal Institute, Geology Deparment: 251‐ 257.
CUMMING, W., 2009: Geothermal Resource Conceptual Models using Surface Exploration Data.‐ Proceedings, 34th Workshop on Geothermal Reservoir Engineering, Stanford University, Stanford, CA.
150
CUMMING, W., & MACKIE, R., 2010: Resistivity imaging of geothermal of geothermal resources using 1D, 2D and 3D MT inversion and TDEM static shift correction illustrated by a Glass Mountain case history.‐ Proceedings World Geothermal Congress: 1‐10.
DALY, R., 1903: The mechanics of igneous of igneous intrusion.‐ American Journal of Science, of Science, 15: 269‐ 298.
DAVATZES, N. & HICKMAN, S., 2009: Fractures, stress and fuid flow prior to stimulation of well 27‐15, Desert Peak, Nevada, EGS Project.‐ Proceedings, 34th Workshop on Geothermal Reservoir Engineering, Stanford University, Stanford, CA.
DAVIDSON,
J.,
2016:
Sealing
Faults
and
Reservoir
compartments.‐ http://community.stochasticsimulatio http://community.sto chasticsimulation.com/sealing n.com/sealing ‐faults‐
reservoir‐compartments/ [Consulta: 09 de setiembre del 2016].
DEMETS, C., 2001: A new estimate for present‐day Cocos Caribbean plate motion: Implications for slip along the Central American volcanic arc.‐ Geophysical Research Letters, 28: 269‐298.
DEMETS, C., GORDON, R., ARGUS, D., & STEIN, S., 1990: Current plate motions.‐ Geophysical Journal International, 101: 425‐478.
DENYER, P., Montero, W. & ALVARADO, G., 2003: Atlas tectónico de Costa Rica.‐81 págs. Editorial Universidad de Costa Rica.
DWI, I., 2013: Anugerah Terindah Untukmu Negeriku: Potensi Geothermal Indonesia.‐ https://ibnudwibandono.wordpress.com/category/geology‐time/ [Consulta: 11 de enero del 2016].
ECONOMIDES, M., & NOLTE, K., 2000: Reservoir Stimulation.‐ 750 págs. Wiley, New York.
151
EICHELBERGER, J., 2010: Volcanology: Messy magmas mixtures.‐ Nature Geoscience, 3: 593‐ 594.
ESRF/Hawtin en Redfern, S., 2014: How Earth's devastating super‐volcanoes might erupt.‐ http://phys.org/news/2014‐01‐earth‐devastating‐super‐
volcanoes‐erupt.html [Consulta: 24 de diciembre del 2015].
ESSENE, E., & PEACOR, D., 1995. Clay mineral thermometry – thermometry – a critical perspective.‐ Clays and Clay Minerals, 43: 540‐553.
FAULDS, J & HINZ, N., 2015: Favorable tectonic and structural setting of geothermal of geothermal systems in the Great Basin Region, Western USA: Proxis for discovering blind geothermal systems.‐ Proceedings World Geothermal Congress: 1‐6.
FAULKNER, D., 2004: A model for the variation in permeability of clay of clay‐bearing fault gouge with depth in the brittle crust.‐ Geophysical Research Letters, 31: 1‐5.
FAULKNER, D., JACKSON, C., LUNN, R., SCHLISCHE, R., SHIPTON, Z., & WIBBERLEY, C., 2010: A review of recent developments concerning the structure, mechanics and fluid property of fault of fault zones.‐ Journal of Structural of Structural Geology 32: 1557‐1575.
FJELDSKAAR, W., HELSET, H., JOHANSEN, H., GRUNNALEITE, I., & HORSTAD, I., 2008: Thermal modelling of magmatic of magmatic intrusions in the Gjallar Ridge, Norwegian Sea: implications for vitrinite reflectance and hydrocarbon maturation.‐ Basin Research, 20: 143–159.
FLOVENZ, O., SPANBERG, E., KULENKAMPFF, J., ARNASON, K., KARLSDOTTIR, R., & HUENGUES, E., 2012: Geothermal energy exploration techniques. En: SAYIGH, A., 2012: Comprehensive renewable energy [7th ed.].‐ Elsevier. Oxford.
152
GALLAND, O., BURCHARDT, S., HALLOT, E., MOURGUES, R., & BULOIS, C., 2014: Dynamic of dikes versus cone sheets in volcanic systems.‐ Journal of Geophysical Research, 119 (8): 6178‐6192.
GALVEZ, M & RAMIREZ, R., 2013: Informe de control geológico del pozo direccional PGB‐5, Costa Rica.‐ 56 págs. Instituto Costarricense de Electricidad, Costa Rica. [Inf. Interno].
GEYER, A., & MARTI, J., 2008: The new worldwide collapse caldera database (CCDB): a tool for studying and understanding caldera processes.‐ Journal of Volcanology of Volcanology and Geothermal Research, 175: 334–354.
GEYER, A., & MARTI, J., 2009: Stress fields controlling the formation of nested and overlapping calderas: implications for the understanding of caldera unrest.‐ Journal of Volcanology of Volcanology and Geothermal Research, 181: 185–195.
GEYER, A., FOLCH, A., & MARTI, J., 2006: Relationship between caldera collapse and magma chamber withdrawal: an experimental approach.‐ Journal of Volcanology of Volcanology and Geothermal Research, 157: 375–386.
GIGGENBACH, W., 1980: Geothermal gas equilibria.‐ Geochimica et Cosmochimica Acta, 44: 2021‐2032.
GIGGENBACH, W., 1981: Geothermal mineral equilibria.‐ Geochimica et Cosmochimica Acta, 45: 393‐410.
GIGGENBACH, W., 1984: Mass transfer in hydrothermal alteration systems.‐ Geochimica et Cosmochimica Acta, 48: 2693‐2711.
GIGGENBACH, W., 1986: The use of gas chemistry in delineating the origin of fluids discharged over the Taupo Volcanic Zone: A review. International Volcanological Congress, New Zealand. Proceedings. Symposium 5: 47‐50. 153
GIGGENBACH, W., 1988: Geothermal solute equilibria. Derivation of Na‐K‐Mg‐Ca geoindicators.‐ Geochimica et Cosmochimica Acta, 52: 2749‐2765.
GIGGENBACH, W., & STEWART, M., 1982. Processes controlling the isotopic composition of steam and water discharges from steam vents and steam‐heated pools in geothermal areas.‐ Geothermics, 11: 71‐80.
GUILLOT, P., CHIESA, S., & ALVARADO, G., 1994: Chronostratigraphy of Upper Miocene‐ Quaternary volcanism in northern Costa Rica.‐ Revista Geológica de America Central, 17: 45‐53.
GRANDIS,
H.,
2010:
Geophysics
for
geothermal exploration.‐ http://www.slideshare.net/grandis/geofisika‐geotermal‐3010336 . [Consulta: 23 de enero del 2016].
GUDMUNDSSON, A., 1988: Formation of collapse of collapse calderas.‐ Geology, 16:808–810.
GUDMUNDSSON, A., 1990: Emplacement of dikes, sills and crustal magma chambers at divergent plate boundaries.‐ Tectonophysics, 176: 257–275.
GUDMUNDSSON, A., 2011a: Rock Fractures in Geological Processes.‐ 592 págs. Cambridge University Press, Cambridge.
GUDMUNDSSON, A., 2011b: Deflection of dykes into sills at discontinuities and magma chamber formation.‐ Tectonophysics, 500: 50–64.
GUDMUNDSSON, A., 2012: Magma chambers: Formation, local stress, excess pressures, and compartments.‐ Journal of Vulcanology and Geothermal Research June: 19‐41.
154
GUDMUNDSSON, A., FJELDSKAAR, I., & BRENNER, S., 2002: Propagation pathways and fluid transport of hydrofractures of hydrofractures in jointed in jointed and layered rocks in geothermal fields.‐ Journal of Vulcanology of Vulcanology and Geothermal Research 116: 327‐278.
GUILLOU‐FROTTIER, L., JAUPART, C., MARESCHAL, J., GARIÉPY, C., BIENFAIT, G., CHENG, L., & LAPOINTE, R., 1996: High heat flow in the Trans‐Hudson Orogen, central Canadian Shield.‐ Geophysical Research Letters, 23: 3027‐3030.
GUNNARSON, G., & ARADOTTIR, E., 2014: The deep roots of geothermal of geothermal system in volcanic areas: boundary conditions and heat sources in reservoir modeling.‐ Transport in Porous Media, DOI: 10.1007/s11242‐014‐0328‐1.
GUNDERSON, R., CUMMING, W., ASTRA, D., & HARVEY, C., 2000: Analysis of smectite of smectite clays in geothermal drill cuttings by the methylene blue method: for well site geothermometry and resistivity sounding correlation.‐ Proceedings World Geothermal Congress: 1175‐1181.
GUZMAN‐SPEZIALE, M., PENNINGTON, W., & MATUMOTO, T., 1989: The triple junction triple junction of the North America, Cocos, and Caribbean plates: Seismicity and tectonics.‐ Tectonics, 8: 981‐997.
HALLINAN, S., 1993: Non chaotic collapse at funnel calderas: gravity study of the ring fractures at Guayabo caldera, Costa Rica.‐ Geology 21: 367–370.
HARVEY, C., & BROWNE, P., 2000: Mixed‐layer clays in geothermal systems and their effectiveness as mineral geothermometers.‐ Proceedings World Geothermal Congress: 1201‐1205.
HEDENQUIST, J., 1987: Mineralization associated with volcanic‐related hydrothermal systems in the circum‐Pacific Basin. En: HORN, M., 1987: Transactions of the of the Fourth Circum‐Pacific Energy and Mineral Resources Conference, Singapore. American Association of Petroleum of Petroleum Geologists: 513‐524.
155
HEDENQUIST, J., & HENLEY, R., 1985: The importance of CO2 on freezing point measurements of fluid inclusions: Evidence from active geothermal systems and implications for epithermal ore deposition.‐ Economic Geology, 80: 1379‐ 1406.
HENLEY, R., & ELLIS, A., 1983: Geothermal systems, ancient and modern.‐ Earth Science, Reviews, 19: 1‐50.
HERRERA, D., 2014: Análisis de la magnitud de las distribuciones del Static Shift.‐ 1 pág. Instituto Costarricense de Electricidad, Costa Rica. [Inf. Interno].
HILDRETH, W., & MAHOOD, G., 1986: Ring‐fracture eruption of the of the Bishop Tuff.‐ Geological Society of America of America Bulletin, 97: 396–403.
HOFFMANN‐ROTHE, A., 2002: Combined structural and magnetotelluric investigation across the West Fault Zone in northern Chile.‐ 118 págs. Potsdam Universität, Germany. [Tesis Ph.D].
HUTCHINSON, W., MATHER, T., PYLE, D., BIGGS, J., & YIRGU, G., 2015: Structural controls on fluid pathways in an active rift system: A case study of the of the Aluto volcanic complex.‐ Geosphere, 11 (3): 542‐562.
I.C.E., 2015: Geothermal Developments in Costa Rica. [Inédito].
I.C.E., 1976: Proyecto Geotérmico de Guanacaste.‐ 130p. Instituto Costarricense de Electricidad. [Inédito].
IDEA & IGME., 2007: Manual de Geotermia.‐ 204 págs.‐ Ministerio de Industria, Turismo y Comercio, España.
156
INGHAM, M., 1988: The use of invariant impedances in magnetotelluric interpretation.‐ Geophysical Journal, 92: 165‐169.
INGHAM, M., & HUTTON, V., 1982: Crustal and upper mantle electrical conductivity structure in Southern Scotland.‐ Geophysical Journal of Research of Research Astronomy Society, 69: 579‐594.
JACOBSEN, S., en DUNHAM, W., 2014: Deep underground, water, water everywhere but not a drop to drink.‐ http://www.reuters.com/article/us‐science‐
water‐idUSKBN0EO2QF20140613 [Consulta: 08 de enero del 2016].
JARRARD, R., 1986: Terrane motion by strike‐slip faulting of forearc of forearc slivers.‐ Geology, 14: 780‐783.
JENNINGS, S., & THOMPSON, G., 1986: Diagenesis of PlioPleistocene sediments of the Colorado River Delta, southern California. Journal of Sedimentary Petrology. 56: 89‐98.
KAHIGA, E., 2014: Significance of tectono‐volcanic axes in Menengai Geothermal Field, Tanzania.‐ Proceedings World Geothermal Congress: 21‐10.
KELLOGG, J., & VEGA, V., 1995: Tectonic development of Panama, Costa Rica, and the Colombian Andes: Constrains from global positioning system geodetic studies and gravity. En: Geologic Development of the Caribbean Plate Boundary in Southern Central America edited by P. Mann.‐ Geological Society of America of America Special Paper, 295: 75‐90.
KEMPTER, K. 1997: Gelogic evolution of the of the Rincón de la Vieja volcanic complex, norwestern Costa Rica.‐ 159 p. University of Texas, of Texas, Austin. [Tésis Ph. D.].
KHYZHNYAK, M., 2014: Geoelectric strike and its application in magnetotellurics.‐ 31 págs. University of Iceland, of Iceland, Islandia. [Tésis B.Sc]. 157
KLIMASAUSKAS, E., BACON, C., ALEXANDER, J., 2002: Mount Mazama and Crater Lake: Growth and Destruction of a Cascade Volcano.‐ United States Geological Survey. Fact Sheet, 092: 02.
SAEMUNDSSON, K., 2009: Structural geology – Tectonics, volcanology and geothermal activity, Kenya.‐ Short Course IV on Exploration for Geothermal Resources. : 1‐ 22.
KUSSMAUL, S., TOURNON, J. & ALVARADO, G., 1994: Evolution of the Neogene to Quaternary igneous rocks of Costa of Costa Rica. Profil, 7: 97‐123.
LEMMA, Y., 2007: MAGNETOTELLURIC AND TRANSIENT ELECTROMAGNETIC METHODS IN GEOTHERMAL EXPLORATION, WITH AN EXAMPLE FROM TENDAHO GEOTHERMAL FIELD, ETHIOPIA.‐ United Nations University, Geothermal Training Programme Reports, 11: 225‐252.
LICHORO, C., 2009: Join 1‐D inversion of TEM of TEM and MT data from Olkaria domes geothermal area, Kenya.‐ United Nations University, Geothermal Training Programme Reports, 16: 289‐318.
LIPMAN, P., 1984: The roots of ash of ash‐flow calderas in North America: windows into the tops of granitic of granitic batholiths.‐ Journal of Geophysical of Geophysical Research, 89: 8801–8841.
LIPMAN, P., 1997: Subsidence of ash‐flow calderas: Relation to caldera size and magma‐ chamber geometry.‐ Bulletin Volcanologique, 59: 198–218.
LIPMAN P., DUNGAN M., BROWN L., & DEINO, A., 1996: Recurrent eruption and subsidence at the Platoro caldera complex, southeastern San Juan volcanic field, Colorado. New tales from old tuffs.‐ Geological Society American Bulletin, 108: 1039– 1055.
158
LLOPIZ, G., & ANGULO, V., 2008: Guía de la energía geotérmica.‐178 págs.‐ Energy Management Agency & Dirección General de Industria, Energía y Minas, España.
LONSDALE, P., & KLITGORD, K., 1978: Structure and tectonic history of the of the eastern Panama basin.‐ Geological Society of America of America Bulletin, 89: 981‐999.
LOPES, F., CASELLI, A., MACHADO, A., & BARATA, T., 2014: The development of the Deception Island volcano caldera under control of the of the Bransfield basin sinistral strike slip..‐ Geological Society of London, of London, 401: 173‐184.
LÓPEZ, G., JUNCA, M., & GÓMEZ, M., 2012: La formación de las rocas ígneas. Un audiovisual didáctico para su aprendizaje.‐ http://www.uhu.es/fexp/segeo2012/arc/co http://www.uhu.es/fexp/seg eo2012/arc/comunicaciones/54 municaciones/54.pdf .pdf . [Consulta: 29 de noviembre del 2015].
LUND, J., 2007: Characteristics, Development, and Utilization of Geothermal Resources.‐ GHC Bulletin, June: 1‐9.
MAHER,
H., s.f.: S Structures associated with strike‐slip tectonics.‐ http://maps.unomaha.edu/maher/GEOL3300/week15/transcurrent.html. [Consulta: 16 de noviembre del 2015].
MACKAY, M., & MOORE, G., 1990: Variation in deformation of the south Panama accretionary prism: Response to oblique subduction and trench sediment variation.‐ Tectonics, 9: 683‐698.
MAKSAEV, V., 2001: Strike‐Slip Basin – GL 54 A Metalogénesis; Semestre de Primavera 2001.‐ https://www.u‐
cursos.cl/uchile/2011/0/COMGEOPDL/1/material_ cursos.cl/uchile/2011/0/COMGEOP DL/1/material_docente/bajar? docente/bajar? id_material=389028 [Consulta: 10 de enero del 2016].
159
MARIITA, N., 2009: Application of geophysics to geothermal energy exploration and monitoring of its exploitation, Kenya.‐ Short Course IV on Exploration for Geothermal Resources. : 1‐22.
MARSHALL, J., FISHER, D., & GARDNER, T., 2000: Central Costa Rica deformed belt: Kinematics of diffuse of diffuse faulting across the western Panama block.‐ Tectonics, 19 (3): 468‐492.
MARTI, J., ABLAY, G.J., REDSHAW, L.T., & SPARKS, R.S.J., 1994: Experimental studies of collapse calderas.‐ Journal Geological Society of London, of London, 151: 919–929.
MCCAFFREY, R., 1992: Oblique plate convergence, slip vectors, and forearc deformation.‐ Journal of Geophysical of Geophysical Research, 97: 8905‐8915.
MCCLAY, K., 1987: The mapping of geological structures.‐ Geological Society of London, Handbook Series: 161 págs.
MELOSH, G., 2015: Geothermal well targeting method using structural irregularities.‐ Proceedings, 40th Workshop on Geothermal Reservoir Engineering, Stanford University, Stanford, CA.
MENAND, T., DE SAINT‐BLANQUAT, M., & ANNEN, C., 2011: Emplacement of magma of magma pulses and growth of magma of magma bodies.‐ Tectonophysics, 500: 1–112.
MENKE, W., 1989: Geophysical data analysis: discrete inverse theory.‐ 289 págs. International Geophysics Series (book 45), Academic Press.
MILLIGAN., & THIEL, S., s.f.: Magnetotelluric acquisition & processing, with examples from the Gawler Craton, Curnamona Province and Crunamona‐Gawler Link transects in South Australia.‐ http://www.ga.gov.au/corporate_data/70435/03MagnetotelluricAcquisition AndProcessingByMilliganEtAl.pdf [Consulta: AndProcessingByMilliganEtAl.pdf [Consulta: 21 de enero del 2016]. 160
MITCHELL, T., FAULKNER, D., 2009: The nature and origin of off of off ‐fault damage surrounding strike‐slip fault zones with a wide range of displacements: of displacements: A field study from the Atacama fault zone, northern Chile.‐ Journal of Structural of Structural Geology 31: 802‐ 816.
MONTERO, W., 2001: El Cinturón Deformado del Centro de Costa Rica: Frontera oeste de la microplaca de Panamá.‐ Revista Geológica de America Central, 24: 29‐56.
MONTERO, W., 2014: Neotectónica en la Revista Geológica de América Central.‐ Revista Geológica de America Central, Número Especial: 83‐98.
MOORE, J., & ALBEE, W., 1981: Topographic and structural changes, March‐July 1980. En: LIPMAN, W., & MULLINEAUX, D., 1980: The 1980 Eruptions of Mount St.Helens, Washington.‐ Geological Survey Professional Paper, 1250: 123‐134.
MORA, O., & HACKANSON, E., 2005: Informe de control geológico del pozo PGB‐03, Costa Rica.‐ 75 págs. Instituto Costarricense de Electricidad, Costa Rica. [Inf. Interno].
MORTENSEN, A., & AXELSSON, G., 2013: Developing a conceptual model of a of a geothermal system, El Salvador.‐ Short Course on Conceptual Modelling of Geothermal Systems. : 1‐10.
MORTON, R., 2010: Recent advances in Volcanological and Hydrothermal Alterations in the Sturgeon Lake Caldera Complex.‐
http://www.d.umn.edu/~rmorton/ronshome/Volcanology/Calder a_Lecture_Hudak_2010_a.pdf [Consulta: 11 de enero del 2016].
MUÑOZ, G., 2013: Exploring for geothermal resources with electromagnetic methods. ‐ Surveys in Geophysics, 35: 101‐121.
161
MURAOKA, H., TAKAHASHI, M., SUNDHORO, H., DWIPA, S., SOEDA, Y., MOMITA, M., & SHIMADA, K., 2010: Geothermal Systems constrained by the Sumatran fault and its pull‐apart basins in Sumatran, Western Indonesia, Indonesia.‐ Proceedings World Geothermal Congress: 25‐29.
NABIGHIAN, M., 1979: Quasi‐static transient response of a conductive half ‐space. An approximate representation.‐ Geophysics, 49: 1700‐1705.
NADIDIA, G., 2012: Deep Crustal Structure of the Son‐Narmada‐Tapti Lineament, Central India.‐ Springer Theses, DOI: 10.1007/978‐3‐642‐28442‐7_2.
NODA, A., 2013: Strike‐Slip Basin – Ints Configuration and Sedimentary Facies.‐ http://cdn.intechopen.com/pdfs‐wm/45342.pdf [Consulta: 16 de noviembre del 2015].
ODLING, N., GILLESPIE, P., BOURGINE, B., CASTAING, C., CHILES, J.P., CHRISTENSEN, N., FILLION, E., GENTER, A., OLSEN, C., THRANE, L., TRICE, R., AARSETH, E., WALSH, J., & WATTERSON, J., 1999: Variations in fracture system geometry and their implications for fluid flow in fractured hydrocarbon reservoirs.‐ Petroleum Geoscience, 5: 373‐384.
OSKOOI, B., 2006: 1D intpretation of the magnetotelluric data from Travalle Geothermal Field in Italy.‐ Journal of the of the Earth & Space Physics, 32 (2): 1‐16.
PAQUET, F., DAUTEUIL, P., HALLOT, E., & MOREAU, F., 2007: Tectonics and magma dynamics coupling in a dyke swarn of Iceland. of Iceland.‐ Journal of Structural of Structural Geology 29: 1477‐ 1493.
PATERSON, S., & VERNON, R., 1995: Bursting the bubble of ballooning of ballooning plutons: A return to nested diapirs emplaced by multiple process.‐ Geological Society of America of America Bulletin, 107: 1356‐1380.
162
PEDERSEN, L., & ENGELS, M., 2005: Routine 2D inversion of magnetotelluric of magnetotelluric data using the determinant of the of the impedance tensor.‐ Geophysics., 70: 33‐41.
PELLERIN, L., JOHNSTON, J., & HOHMANN, G., 1996: A numerical evaluation of electromagnetic methods in geothermal exploration.‐ Geophysics, 61: 121– 130.
PHOENIX
GEOPHYSICS.,
2016:
MTU
SERIES.‐
http://www.phoenix‐
geophysics.com/products/receivers/mtu/? [Consulta: 31 de enero del 2016].
PIGNOTTA, G., & PATERSON, S., 2007: Voluminous stoping in the Mitchell Peak granodiorite, Sierra Nevada Batholith, California.‐ Canadian Mineralogist, 45: 87‐106.
PROTTI, M., GUENDEL, F., & MCNALLY, K., 1995: Correlation between the age of the subduction Cocos plate and the geometry of the Wadati ‐Benioff zone inder Nicaragua and Costa Rica. En: Geologic and Tectonic Development of the Caribbean Plate Boundary in Southern Central America, edited by P. MANN. Geological Society of America of America Special Paper, 295: 309‐326.
RAHIMAN, T & PETTINGA, J., 2009: Fracture lineaments, fault mesh formation and seismicity: towards a seismotectonic model for Viti Levu, Fiji.‐ The New Zealand Society for Earthquake Bulletin, 42: 63‐72.
RITTER, O., HOFFMANN‐ROTHE, A., BEDROSIAN, P., WECKMANN, U., & HAAK, V., 2005: Electrical conductivity images of active of active and fossil fault zones.‐ En: Bruhn D & Burlini L (eds), High Strain Zones: Structure and Physical Properties, The Geological Society: 165–186. ROBERTS, J., 1970: The intrusion of magma of magma into brittle rocks. En: Newall, G., & Rast,N., 1970: Mechanism of Igneous Intrusion.‐ Geological Journal Special Issues, 2: 287‐ 338.
163
ROSENKJAER, G., 2011: Electromagnetic methods in geothermal exploration. 1D and 3D inversión of TEM of TEM and MT data fron a synthetic geothermal area and the Hengill geothermal area, SW Iceland.‐ 139 págs. University of Iceland, of Iceland, Islandia. [Tesis M.Sc].
RUIZ, G., 2013: Comisión de Ambiente valora texto sustitutivo para explotar energía geotérmica en Rincón de la Vieja.‐ http://www.elfinancierocr.com/economia‐y‐
politica/energia_geotermica‐electricidad‐precios‐ Rincon_de_la_Vieja‐Asamblea_Legislativa_0_269973009.html [Consulta: 08 de enero del 2016].
RYE, R., BETHKE, P., & WASSERMAN, M., 1989: Diverse origins of alunite of alunite and acid‐sulfate alteration: Stable isotope systematics.‐ United States Geological Survey, Open File Report, 89: 1‐5.
RYTUBA, J., 1994: Evolution of volcanic of volcanic and tectonic features in caldera settings and their importance in the localization of ore of ore deposits.‐ Economic Geology, 89: 1687‐ 1696.
SASAKI, Y., 2004: Three‐dimensional inversion of static of static‐shifted magnetotelluric data.‐ Earth Planets Space, 56:239–248.
SATTER, A., GHULAM, IQBAL, G., & BUCHWALTER, J.L., 2008: Practical Enhanced Reservoir Engineering assisted with software.‐ 658 págs. PennWell, Tulsa.
SILVER, E., REED, J., TAGUDIN, J., & HEIL, D., 1990: Implications of the north and south Panama thrust belts for the origin of the of the Panama orocline.‐ Tectonics, 9: 261‐ 281.
SMIRNOV, M., KORJA, T., DYNESIUS, L., PEDERSEN, L., & LAUKKANEN., 2008: Broadband magnetotelluric instruments for near‐surface and lithospheric studies of
164
electrical conductivity: a fennoscandian pool of magnetotelluric of magnetotelluric instruments.‐ Geophysica, 44: 31‐44.
SMITH, R., 1960: Ash flows.‐ Geological Society American Bulletin, 71: 795‐842.
SMITH, R., & BAILEY, R., 1968: Resurgent cauldrons.‐ Geological Society of America Memoirs, 116: 83–104.
SOLIS, L., GUEVARA, R., & HERRERA, D., 2015: Informe de estudios Geofísicos Proyecto Geotérmico Borinquen (Actualización), Costa Rica.‐ 42 págs. Instituto Costarricense de Electricidad, Costa Rica. [Inf. Interno].
SOLUM, J., VAN DER PLUJIM, B., & PEACOR, D., 2005: Neocrystallization, fabrics and age of clay minerals from an exposure of the of the Moab Fault, Utah.‐ Journal of Structural of Structural Geology, 27: 1563‐1576.
SONJA, L., GUDMUNDSSON, A., & OELRICH, A., 2007: How structural geology can contribute to make geothermal projects successful, Germany.‐ Proceedings European Geothermal Congress. 1: 1‐10.
STAUFFER, D., & AHARONY, A., 1994: Introduction to percolation theory. .‐ 181 págs. Taylor and Francis, London.
STERNBERG, B., WASHBURNE, J., & PELLERIN, L., 1988: Correction for the static shift in magnetotellurics using transient electromagnetic soundings.‐ Geophysics, 53: 1459–1468.
TAYLOR, B., 1996: Epithermal gold deposits: Geology of Canadian of Canadian Mineral Deposit Types. En: ECKSTRAND, O., SINCLAIR, W., & THORPE, R., 1996: Geology of Canada. of Canada.‐ Geological Survey of Canada. of Canada. Fact Sheet, 8: 329‐350.
165
TIKHONOV, A., 1950: On determining electrical characteristics of the deep layers of the Earth’s crust.‐ Proceedings of Academy of Sciences (USSR) Doklady, 83 (2): 295‐297.
TORTI, F., BILLI, A., & SALVINI, F., 2003: Particles size distributions in natural carbonate fault rocks: insights for non‐ self ‐ similar cataclasis.‐ Earth and Planetary Science Letters, 206 (1): 173‐186.
TROLL, V., & WALTER, T., 2001: Formation of caldera periphery faults: an experimental study.‐ Bulletin Volcanologique, 63: 191‐203.
USSHER, G., HARVEY C., JOHNSTONE, R., & ANDERSON E., 2000: Understanding resistivities observed in Geothermal Systems, Kyushu ‐Tohoku, Japan.‐ Proceedings World Geothermal Congress: 1915‐1920.
VARGAS, J., ALVARADO, A., & MOYA, P., 1994: Nota técnica: El inicio de la generación geotermoeléctrica en Costa Rica: El proyecto Geotérmico Miravalles.‐ Revista Geológica de America Central, 17: 95‐99.
VIDAL, O., BALDEYROU, A., DUBAC, B., DEANDRADE, V., & JULLIEN, M., s.f.: Thermodynamics of phyllosilicates and low temperature thermometry.‐
http://www.ehu.eus/sem/seminario_pdf/SEMINARIOS_SEM_3 http://www.ehu.eus/sem/seminario_pdf/SEM INARIOS_SEM_3_7 _7 5.pdf [Consulta: 12 de enero del 2016].
VOZOFF, K., 1972: The magnetotelluric method in the exploration of sedimentary of sedimentary basins.‐ Geophysics, 37: 98‐141.
VOZOFF, K., 1991, The magnetotelluric method, in Electromagnetic methods. En: NABIGHIAN, M., 1991: Applied geophysics [2da ed.].‐ Society of Exploration Geophysicists. Tulsa, Oklahoma.
166
WALTER, T., & AMELUNG, F., 2007: Volcanic eruptions following M ≥ 9 megathrust earthquakes: Implications for the Sumatra‐Andaman volcanoes.‐ The Geological Society of America, of America, 35: 439‐442.
WESTBROOK, G., HARDY, N., HEATH, R., 1995: Structure and tectonics of the of the Panama‐Nazca plate boundary. En: Geologic and Tectonic Development of the Caribbean Plate Boundary in Southern Central America, edited by P. MANN. Geological Society of America of America Special Paper, 295: 91‐109.
WHITE, N., & HEDENQUIST, J., 1990: Epithermal environments and styles of mineralization: of mineralization: variations and their causes, and guidelines for exploration.‐ Journal of Geochemical Exploration, 36: 445‐474.
WHITE, R., 1991: Tectonic implications of upper of upper‐crustal seismicity in Central America. En: SLEMMONS, B., ENGDAHL, E., ZOBACK, M., & BLACKWELL, D.‐ Neotectonics of North America, Decade Map (1), Geological Society of America, of America, Colorado: 323‐ 338.
WHITE, R., & HARLOW, D., 1993: Destructive upper crustal in Central America sins 1900.‐ Bulletin of the of the Seismological Society of America, of America, 83 (4): 1115‐1142.
WILSON, J., CHESTER, J., CHESTER, F., 2003: Microfracture analysis of fault of fault growth and wear processes, Punchbowl Fault, San Andreas System, California.‐ Journal of Structural Geology 25 (11): 1855‐1873.
WISE, D.U., FUNICIELLO, R., PAROTTO, M., & SALVINI, F., 1985: Topographic lineament swarms: clues to their origin from domain analysis of Italy. of Italy. Geological Society of America of America Bulletin, 96: 952–967.
WOHLETZ, K., & HEIKEN, G., 1992: Volcanology and Geothermal Energy.‐ 450 págs. University of California of California Press, California.
167
XU, S., & BEN‐ZION, Y., 2013: Numerical and theoretical analyses of in‐plane dynamic rupture on an frictional and off ‐fault yielding patterns at different scales.‐ Geophysical Journal International, DOI: 10.1093/gji/ggs105.
ZAMORA, N., MENDEZ, J., BARAHONA, M., & SJOBOHM, L., 2004: Estratigrafía volcánica: Volcano‐Estratigrafía asociada al campo de domos de Cañas Dulce, Guanacaste, Costa Rica.‐ Revista Geológica de América Central, 30: 41‐58.
168