IX Congreso de Exploración y Desarrollo de Hidrocarburos

Simposio de Recursos No Convencionales: Ampliando el Horizonte Energético

ANÁLISIS DEL RIESGO POTENCIAL OCASIONADO POR LAS ESTIMULACIONES HIDRÁULICAS Y SU RELACIÓN CON LOS EVENTOS SÍSMICOS DE MAYOR ESCALA Juan Soldo1 1: YFF S.A., Gerencia Ejecutiva de Exploración y Desarrollo, Buenos Aires, Argentina. [email protected]

Palabras clave: reservorios no convencionales, microsísmica, terremotos, fracturas hidráulicas

ABSTRACT On the risk analysis due to hydraulic fracturing and its relation with large scale seismic events According to the U.S. Energy Information Administration, Argentina holds the second largest shale gas resources and the fourth largest resources of shale oil. Since 2010, YPF S.A. began an aggressive exploration campaign of unconventional resources that involves a variety of activities associated with a large exploration drilling programme, field trips, well log analysis, core description and interpretation of existing seismic data. As a result of these studies, there is paradigm shift on the way some shale formations such as Vaca Muerta Fm are presently evaluated in Argentina as a good candidate for an unconventional reserve. One of the most common operations involved in the petroleum industry, not only in the exploration phase but also in the development stage of shale oil and gas reservoirs is the hydraulic stimulation, where a large amount of water is injected in the formation at high pressure in order to break its effective pressure inducing fractures and therefore creating an artificial fluid connectivity network from the formation to the wellbore. One of the tools that are used to monitor the fracture spreading during stimulation is passive seismic, where the seismic waves coming from the events underneath are recorded. It is also possible to estimate the position and the displacement vector of such events by means of focal mechanism as it is used on conventional seismology. This is more commonly known as microseismic, since the intensity and magnitude of these events are extremely small when compared to the ones originated by tectonic earthquakes. In this paper, an analysis is performed on actual data from seismological reports and microseismic operations performed in one of the most important unconventional fields in Argentina operated by YPF S.A. We can conclude that the chance of reactivating tectonic faults as well as the chance to create a high energy quake is very low. The release of energy associated with a hydraulic fracture is several orders of magnitude smaller than the energy released in an earthquake. As an example, during a hydraulic fracturing within a shale oil field in Argentina, the energy released at the moment that the fracture is created is approximately 10 ft-lbf, compared with the 2.00x1012 ft-lbf that is released daily during the quakes close by the San Andreas fault in the U.S.

INTRODUCCIÓN Los reservorios no convencionales, especialmente los relacionados a gas y petróleo de lutitas

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de roca madre (shale-oil y shale-gas), presentan características petrofísicas pobres que hacen que la productividad de los pozos perforados esté altamente relacionada a la forma en la que se estimulan estos pozos. Una de la formas más frecuente de estimular un pozo es por medio de fracturas inducidas que se propagan dentro de estas lutitas y conectan hidráulicamente el hidrocarburo que se aloja en ellas con el pozo. Estas fracturas inducidas se generan inyectando volúmenes de agua a alta presión de manera tal de vencer el campo de la presión efectiva de la roca y se propagan según el campo de estrés de la formación. En los últimos años, se ha cuestionado el uso de la herramienta de estimulación hidráulica ya que se plantea una supuesta relación directa entre el fracking y el aumento de actividad sísmica en la zona. En este trabajo técnico, se intenta explicar los orígenes de cada uno de los fenómenos físicos involucrados, como así también entender los efectos de cada uno y la relación que podría existir entre ellos.

SISMOS Según la Teoría del Rebote Elástico, el constante movimiento entre las placas tectónicas produce fricciones y deformaciones que acumulan enormes esfuerzos en las rocas de la corteza terrestre. Cuando esa energía supera el límite elástico de las rocas se produce la fractura de éstas en forma súbita y violenta.

Figura 1. A la izquierda se muestra un bloque de roca en estado de equilibrio; a la derecha, las fuerzas tectónicas van deformando las rocas de la corteza, hasta que en se produce la fractura de las mismas y la liberación brusca de la energía acumulada, tal como se ve más abajo, generando un terremoto.

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Esa liberación brusca de energía se manifiesta principalmente de dos maneras: 1) en forma de calor, debido a la fuerte fricción entre las masas rocosas, y 2) mediante ondas sísmicas que se propagan por el interior de la Tierra y se perciben como una vibración; es lo que se denomina terremoto o sismo. El mecanismo de generación de un terremoto se puede observar en la Figura 1. Las vibraciones percibidas como un terremoto, se producen cuando las rocas deformadas vuelven elásticamente a su forma original, fenómeno conocido con el nombre de rebote elástico. La mayor parte de los terremotos se produce por esta rápida liberación de energía en los bordes de las placas, que es donde están en contacto entre sí. Generalmente, la ruptura comienza en un punto y de allí se propaga a puntos cercanos, y luego a otros, hasta completar lo que sería todo el plano de falla; este proceso se lleva a cabo en cuestión de fracciones de segundo en el caso de sismos pequeños, y puede durar más de un minuto cuando se trata de grandes terremotos. El resultado de este proceso es la propagación de una parte de la energía liberada en forma de ondas sísmicas y el posterior retorno al estado de equilibrio elástico de la zona previamente sometida a esfuerzos, dando lugar a una fractura o falla geológica, algunas veces visible en la superficie de la tierra. Este modelo mecánico, que explica el origen de los terremotos, fue aceptado inmediatamente y se relaciona directamente con la teoría de Tectónica de Placas. El término temblor es utilizado cotidianamente para calificar los sismos de regular intensidad, que generalmente tienen una magnitud menor a 6 (escala de Richter), y que no causan grandes daños. La palabra terremoto se utiliza para los sismos de gran intensidad, y de mayor magnitud, que conllevan efectos destructivos de construcciones realizadas por el hombre y/o pérdidas de vidas humanas. Sin embargo el término terremoto puede ser empleado para calificar cualquier sismo, ya que etimológicamente significa movimiento de tierra.

ALGUNAS DEFINICIONES El punto en el interior de la Tierra donde comienza la fracturación, y del cual se irradian las ondas sísmicas, se denomina hipocentro, y el punto de la superficie terrestre situado justo por encima de él se llama epicentro; al volumen de roca que sufrió un desplazamiento por la ruptura inicial y dentro del cual se encuentra la falla, se le llama fuente o foco sísmico. La distancia epicentral es la longitud existente entre el epicentro y un lugar de medición (estación sismológica, ciudad, etc.) sobre la superficie terrestre (Figura 2). Considerando la profundidad donde se generan las ondas sísmicas, los terremotos pueden clasificarse en tres tipos: 1) Superficiales: corresponden a los temblores que ocurren en la corteza terrestre, hasta los 70 kilómetros de profundidad, 2) Intermedios: aquellos movimientos que tienen lugar entre los 70 y 450 kilómetros de profundidad y 3) Profundos: sismos cuyo hipocentro se encuentra más allá de los 450 kilómetros de profundidad.

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Figura 2. Imagen esquemática de algunas definiciones. Una vez liberada la energía en forma de onda sísmica, en un lugar determinado (hipocentro), esta onda se propaga en todas las direcciones. El contacto de esta onda con la vertical de la Tierra es el epicentro.

ONDAS SÍSMICAS Al romperse la roca se generan ondas que se propagan a través de la Tierra, tanto en su interior como por la superficie de esta. Básicamente hay tres tipos de onda. El primero de ellos, las llamadas ondas P, describe la transmisión de aquellas ondas que excitan la partícula de manera perpendicular al frente de onda, es decir paralelamente a la dirección de propagación de la onda.

Figura 3. Esquema del tipo de ondas encontradas en la Tierra luego de una generación de un terremoto. Las ondas P (arriba, izquierda) se propagan más rápido que las ondas S (abajo, izquierda). Las ondas Love y Rayleigh son por lo general más destructivas ya que se propagan por la superficie de la Tierra.

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El segundo tipo, u ondas S, describen la propagación de ondas de cizalla, donde las partículas se mueven en dirección perpendicular a la dirección de propagación del frente de ondas. Estos dos tipos de ondas se pueden propagar por el interior de la Tierra (Figura 3). Existe un tercer tipo de ondas, llamadas superficiales debido a que solo se propagan por las capas más someras de la Tierra, decreciendo su amplitud con la profundidad. Dentro de este tipo de ondas se pueden diferenciar dos modalidades, denominadas ondas Rayleigh y ondas Love en honor a los científicos que demostraron teóricamente su existencia. Las ondas Rayleigh hacen que las partículas se desplacen según una trayectoria elíptica retrógrada. En cambio las ondas Love se originan en la interface de dos medios con propiedades mecánicas diferentes; en este caso el movimiento de las partículas es perpendicular a la dirección de propagación de la perturbación, similar a las ondas S, pero solo ocurre en el plano de la superficie terrestre. Ante un terremoto y dado un punto de detección (estación sismológica por ejemplo), las ondas que más rápido viajan por el interior de la Tierra y por ende son las más rápidas en llegar a las estaciones de detección, son las ondas P. De ahí deviene su nombre P de primarias. Las ondas S son más lentas que las ondas P y se las llama así por ser las segundas (secundarias) en llegar (Figura 4).

Figura 4. Características de las ondas registradas en una estación sismológica. Como puede verse, las ondas que arriban primero son las P, seguidas por las S y por último se registran las ondas superficiales, más lentas, pero de mayor amplitud y por ende, más destructivas.

Las velocidades de las ondas internas (tanto las P como las S) y las superficiales (tanto las Love como las Rayleigh) están relacionadas de la siguiente manera:

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Mientras que en las amplitudes (A) de las ondas, en muchos casos corresponde el orden inverso:



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CÓMO SE MIDEN LOS SISMOS? Las escalas utilizadas para clasificar un sismo según su tamaño son dos: la Intensidad y la Magnitud. La Intensidad está relacionada con los efectos que provoca un terremoto. Depende de las condiciones del terreno, la vulnerabilidad de las construcciones y la distancia epicentral. La escala tiene carácter subjetivo y varía de acuerdo con la severidad de las vibraciones producidas y los daños provocados en un lugar determinado. Tiene en cuenta los daños causados en las edificaciones, los efectos en el terreno, en los objetos y en las personas. Si bien existen diferentes escalas de Intensidad, la más utilizada en el hemisferio occidental es la Mercalli Modificada (MM), que es cerrada y tiene doce grados expresados en números romanos (desde el I al XII). Por otra parte, la Magnitud es un valor instrumental relacionado con la energía elástica liberada durante un terremoto y propagada como ondas sísmicas en el interior y en la superficie de la Tierra. Es independiente de la distancia entre el hipocentro y el sitio de observación, y resulta en un valor único, que se obtiene matemáticamente del análisis de los sismogramas. Existen diferentes escalas para medir la Magnitud, aunque la más difundida es la de Richter. Ésta es una escala abierta, por lo cual no tiene límite superior ni inferior; es una escala logarítmica y sus valores se expresan con números decimales. Ejemplos de terremotos de gran Magnitud registrados instrumentalmente en los últimos años son los de Sumatra 2004 (M9,1), Chile 2010 (M8,8), Japón 2011 (M9,0) y Sumatra 2012 (M8,6), medidos en la escala de Richter. El último gran terremoto ocurrido en la Argentina el 23 de noviembre de 1977, con epicentro en la provincia de San Juan, alcanzó 7,4 grados de magnitud Richter. De lo expresado anteriormente, resulta claro que para un mismo terremoto la Intensidad tendrá distintos valores (Figura 5), dependiendo del lugar en dónde se realice el análisis de los daños causados en los edificios, efectos en el terreno, tipo de construcción (Figura 6) y en las personas; mientras que la Magnitud tendrá un solo valor ya que está relacionada con la energía que liberó el terremoto.

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Figura 5. Escala de Mercalli Modificada, según su intensidad.

Figura 6. Clasificación de tipo de mampostería.

La Magnitud de Richter o magnitud local, está definida como el logaritmo (base 10) de la máxima amplitud (Amax, medida en centímetros) observada en un sismógrafo Wood-Anderson estándar (un sismógrafo de péndulo horizontal muy sencillo), menos una corrección por la distancia (D) entre el epicentro y el lugar de registro, correspondiente al logaritmo de la amplitud (Ao) que debería tener, a esa distancia, un sismo de magnitud cero:



(3)

Richter definió esta magnitud tomando como base las características de California, Estados Unidos (por lo que no es necesariamente aplicable a cualquier parte del mundo), y para distancias menores de 600 km (de aquí su nombre de “local”).

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MOMENTO, MAGNITUD, ENERGÍA Y TAMAÑO Existen varias fórmulas que relacionan la magnitud de un sismo con su energía; diferentes fórmulas son aplicables a los sismos en diferentes lugares o suelos. Un ejemplo de la relación magnitud / energía radiada expresada en Ergios (ERGS), propuesto por Gutenberg y Richter, es:



(4)

Puede usarse M para sismos pequeños a intermedios, pero para grandes es más apropiada utilizar la magnitud del momento, más conocido como Mw. Como ejemplos de energías radiadas se pueden mencionar los sismos de Michoacán de 1985 (Mw = 8.1) con Es = 3.8 x 1023 ERGS, y de Chile 1960 (Mw = 9.5) con Es = 4.5 x 1025 ERGS; mientras que los sismos medianos o pequeños, con magnitudes M = 5 y M = 3 generan 7.9 x 1018 y 7.5 x 1015 ERGS, respectivamente. De aquí podemos ver que la energía liberada por los sismos medianos y pequeños es mucho menor que la liberada por los grandes (requeriríamos de 33 millones de sismos de magnitud 3, ó 31.000 de magnitud 5 para liberar la energía correspondiente a uno de magnitud 8.0); por lo tanto, la ocurrencia de sismos pequeños no sirve como válvula de escape para la energía de deformación que dará lugar a sismos grandes. En la Figura 7, podemos se detalla la energía liberada por diferentes sismos y eventos. Se comienza por eventos de menor a mayor intensidad. Se hizo el ejercicio de calcular esa energía liberada con energía calórica o capacidad calorífica expresada en BTU, como así también su equivalente en TCF (trillones de pies cúbicos) asumiendo un gas natural convencional. Observamos Se observa que los terremotos con una magnitud de momento superior a los 5 grados en la escala de Richter, tienen una energía liberada equivalente a miles de millones de BTU. Si comparamos por ejemplo las reservas de gas natural que tiene el único yacimiento gigante de gas de la Argentina (11 TCF, Yacimiento Loma La Lata, Fm Sierras Blancas), la energía liberada solamente en el terremoto de Caucete, en la provincia de San Juan, Argentina, equivale a casi la mitad de las reservas de dicho yacimiento. Esto se puede ver en la columna 6 (última columna de la derecha), donde se hace referencia a la cantidad de “Yacimientos Loma La Lata” que podrían caber en cada evento descripto. Esto da la pauta de que la energía involucrada en eventos sísmicos relacionados a terremotos es extremadamente grande, cuando se la compara con los niveles de energía de consumo humano.

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Figura 7. Estimación de energía liberada en diferentes eventos y sísmos registrados históricamente en el mundo. En la primer columna, la magnitud del evento en la escala de Richter, en la siguiente columna el valor de la magnitud del momento. En la columna 4, la energía en BTU, mientras que en la columna 5, su equivalente en TCF.

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Desde el punto de vista físico, el momento de magnitud de un terremoto y de un microevento, puede ser encontrado en la literatura estándar de sismología (por ejemplo, Aki y Richards 2009). El momento sísmico es una medida directamente relacionada con la fuerza del movimiento de la partícula y viene dado por:

(5)

donde µ es el módulo de corte de la corte, d es la distancia de cizalla de la falla y A es el área de deslizamiento. Para lutitas típicas, el módulo de cizalla µ, está en el orden de los 2.2 x 106 psi (~15GPa). El momento sísmico tiene unidades de ft-lbf, que es equivalente a unidades de energía. La energía E liberada por cizalla de una roca, puede ser calculada según Kanamori (1978) como:

(6)

Debido a que tanto la energía como el momento poseen altos valores absolutos, usualmente se usa una escala logarítmica como escala más apropiada para expresar estas propiedades sismológicas. Esto es similar a la famosa y altamente conocida escala de Richter expresada más arriba. El momento de magnitud está dado por:





(7)

donde las unidades para esta ecuación son dinas-cm tanto para Mo como para E, Mw es adimensional. Para microeventos, la ecuación se modifica y se expresa como:





(8)

Para tener idea de los órdenes de magnitud, un terremoto que puede ser sentido en superficie tiene una magnitud de aproximadamente +3, que es equivalente a un momento de 3.16 x 1013 ft-lbf y una energía de unos 1.58 x 1013 ft-lbf. Un microsismo, con una magnitud de -2, tiene un momento de 1.00 x 106 ft-lbf y una energía de unos 50 ft-lbf, algo así como la potencia que se requiere para levantar una piedra de 0.45 kg una altura de 1.5 metros de altura.

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EL FRACTURAMIENTO HIDRÁULICO Y SU ENERGÍA ASOCIADA: LA DETECTABILIDAD DEL EVENTO USANDO MICROSÍSMICA El fracturamiento hidráulico es una de las herramientas de estimulación de pozos más utilizada en el mundo y se enfoca en resolver problemas relacionados con la baja productividad del pozo, atribuible al daño inducido en la perforación como así también a la baja permeabilidad del reservorio. El producto final de la estimulación hidráulica es un arreglo de fracturas distribuidas tridimensionalmente en la formación productiva, de manera tal de generar una conectividad inducida por ese set de fracturas. Esta estimulación se genera por medio de la inyección de agua a alta presión en las formaciones a fracturar. Se requiere que dicha presión sea mayor al gradiente de presión poral de la formación, de manera tal de vencer los campos de tensión mecánicos de la formación y así poder generar un reservorio inducido por medio de fracturas, que se rellenan con un agente sostén para evitar el cierre posterior de la fractura artificial. Este agente sostén es generalmente arena. En el momento de la estimulación, la presión se comporta de manera creciente y como consecuencia de eso, el caudal de inyección decrece hasta que la presión excede el gradiente de presión poral. En ese momento, el caudal se incrementa rápidamente a una presión más o menos constante, conocida como presión de breakdown. A esta presión, las fracturas inducidas se comportan como un sistema de tensores que deforman y rompen la formación. La deformación geomecánica alrededor de las fracturas hidráulicas, es dominada por la presión de tratamiento; primero quebrando la roca para luego lentamente separar los bloques de formación, siendo la apertura de esta falla una propiedad directamente proporcional a la presión de tratamiento. En términos del comportamiento espectral de los eventos de deformación, se puede

Figura 8. Espectro de desplazamiento medido a partir de mediciones de tiltmeters en un pozo de observación ubicado aproximadamente a 150 metros de distancia del pozo tratado (Maxwell 2011).

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decir que todas las deformaciones ocurren a frecuencias que están en órdenes de magnitud por debajo del rango de frecuencias sísmicas (Maxwell 2011), lo que se ejemplifica en la Figura 8 para un caso de la Cuenca de Piceance. En base a este análisis espectral, podemos se puede decir que existen dos procesos relativos asociados al fracturamiento hidráulico, uno de baja frecuencia (lento) y otro de alta frecuencia (rápido). Las deformaciones a altas frecuencias tienden a ser asísmicas, es decir, no detectables por una registración microsísmica. El extremo de la fractura, donde se abre la roca, puede ser localizado dentro del rango de detección de microsísmica y más “rápido”. De todas formas, la mayoría de las rocas son débiles en términos de tensión y es poco probable que se produzcan movimientos relativos instantáneos que causen eventos detectables con microsísmica. En el momento de terminar el tratamiento, las fracturas se cierran parcialmente y existe cierto grado de actividad que puede ser detectado con la metodología de microsísmica. Igualmente, se detecta muy poca actividad post inyección y el conteo de actividad declina rápidamente con el tiempo. Esto se debe en parte a que las fracturas permanecen rellenas por fluidos y arena y naturalmente tienden a resistir eventos “rápidos”. La observación de que los eventos ocasionados por fracturas hidráulicas son asísmicos, puede también inferirse al estimar la energía total detectada por microsísmica y compararla con la energía asociada con la inyección del fluido de tratamiento para generar las fracturas. El ejemplo que se da a continuación corresponde a dos estimulaciones hidráulicas realizadas en un pozo del Yacimiento Loma La Lata, donde actualmente se desarrolla el cluster de hidrocarburos no convencionales más importante de la Argentina. A través de un arreglo de geófonos instalados en un pozo vertical (monitor), un total de 10 etapas de estimulación en un pozo horizontal fueron monitoreadas y evaluadas. La Figura 9 muestra las características generales de las etapas del pozo.

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Figura 9. Datos del pozo tratado. Se realizaron 10 etapas de fracturas en las profundidades especificadas más arriba.

Para el monitoreo de la microsísmica se utilizaron 12 geófonos VSI espaciados cada 30 metros en un pozo vertical, localizado a pocos metros de la parte horizontal del pozo a fracturar. Dicho monitoreo se inició durante la Etapa 1 de completación. Las ubicaciones de los geófonos se enumeran en la Figura 10.

Figura 10. Datos del pozo monitor: arreglo de geófonos por etapas.

La Figura 11 resume el diseño de los intervalos de las etapas de estimulación, el volumen total de fluido y el total de agente apuntalante utilizado en cada etapa, mientras que la Figura 12 muestra los datos de ejecución del tratamiento y un resumen de la evaluación de la microsísmica.

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Figura 11. Resumen del diseño de completación del pozo tratado.

Figura 12. Resumen de atributos de los eventos de microsísmica (* SNR: relación señal ruido).

El gráfico de la magnitud versus la distancia es utilizado como control de calidad y para evaluación de los eventos detectados por microsísmica. El umbral de detección es la mínima magnitud necesaria para localizar un evento a una distancia determinada. Un umbral de detección consistente, indica que la ubicación del evento, la adquisición y el procesamiento han sido coherentes. Cambios en el umbral de detección pueden ser causados por condiciones medioambientales, como por ejemplo ruidos de fondo o cambios en las propiedades del reservorio. El grafico de magnitud versus distancia para todas las etapas de completación monitoreadas, se muestra en la Figura 13.

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Figura 13. Diagrama de Magnitud versus Distancia.

En la Figura 14 se puede observar la presión de inyección de fluido de tratamiento en el tiempo, como así también la acumulada del momento de magnitud sísmica para la etapa 1 de fractura. Para comparar la deformación sísmica con los parámetros de inyección, es importante calcular la energía asociada a la deformación microsísmica, la que ha sido tradicionalmente difícil de estimar para microeventos. Un cálculo preciso de la estimación de la energía requiere registrar los eventos en un espectro de amplitud ancho, lo que es particularmente problemático debido a que la energía asociada a los microeventos sísmicos de alta frecuencia es atenuada rápidamente, y ese rango de frecuencias pocas veces se puede obtener con los arreglos de geófonos actuales. Por otro

Figura 14. Presión de inyección de tratamiento (línea sólida naranja) y momento acumulado proveniente de la microsísmica (línea sólida amarilla).

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lado, se necesita conocer el patrón de radiación asociado a ese microevento, lo cual es un parámetro con un alto grado de incertidumbre. De todas formas, es un parámetro más que importante de estimar y en este caso se usará la relación empírica simple introducida por Kanamori (Kanamori 1980). La Figura 14 muestra la energía (en Joules) asociada con la inyección de tratamiento y la energía (en Joules) liberada en los eventos registrados por la microsísmica para esa etapa de fractura (Etapa 1). En el ejemplo de la Figura 15 se puede observar un desfasaje temporal entre ambas energías, ya que los microeventos acontecen con un retraso en tiempo respecto al inicio de la inyección de la fractura. La energía acumulada asociada con la inyección de tratamiento fue calculada como el producto entre volumen de fluido bombeado y la presión de inyección. Las energías resultantes se grafican y se comparan. Se puede notar que estas dos funciones, salvo el retraso lógico en tiempo, se comportan de una manera muy similar. La energía asociada con la generación de la fractura es aproximadamente el 5% de la energía de la inyección, y la energía remanente está asociada con la perdida debido a fricción o fuga (leak-off), entre otros factores.

Figura 15. Energía asociada con la inyección de tratamiento (línea sólida naranja), energía asociada al microevento (línea sólida amarilla) y energía necesaria para fracturar la formación (línea sólida celeste).

En contraste con estos valores, la energía asociada a la radiación por microsísmica, es 9 órdenes de magnitud más pequeña. A pesar de la incertidumbre en la estimación de este último valor, se puede observar que es muy pequeño en comparación tanto con la energía de fractura como con la energía de inyección de tratamiento.

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LOS EVENTOS SÍSMICOS EN ARGENTINA La región oeste de Sudamérica posee una compleja morfología, con un margen occidental activo, en el cual la topografía y sismicidad reflejan la deriva de las placas de Nazca, Antártida y Sudamérica. Esta convergencia principal comenzó hace aproximadamente 100 millones de años con la subducción de sucesivas placas oceánicas hacia el Este por debajo de la placa continental Sudamericana, y un desplazamiento al Oeste del contacto océano-continente a una velocidad absoluta actual de 2,2 cm/año, aunque las velocidades en distintas épocas variaron tanto en magnitud como en dirección (Uyeda y Kanamori 1979). Entre los 28º y 32° de latitud sur, la placa de Nazca se introduce por debajo de la Sudamericana con actitud subhorizontal a unos 100 km de profundidad, a una tasa de 6,3 cm/año (Somoza 1998, Kendrick et al. 2003). Esta subhorizontalización se inició entre los 8 y 10 Ma (Jordan y Gardeweg 1987, Kay et al. 1991). Si bien se registran numerosos sismos a profundidades cercanas a los 100 km que delinean la posición de la placa, los principales terremotos destructivos se ubican a profundidades menores, en ambiente de intraplaca. En esa franja latitudinal se concentra gran parte de las deformaciones cuaternarias conocidas en la Argentina, las que muestran distintos grados de actividad. En este ambiente de intraplaca se produjeron los terremotos destructivos más importantes del país, como los terremotos de Mendoza de 1782 (Ms 6,7-7,2) y 1861 (Ms 7,2) y los de San Juan 1944 (Ms 7,4) y 1977 (Ms 7,4). Entre los 31º y 33º de latitud sur se encuentra la transición entre el modo de subducción de la placa subhorizontal a normal. En la región existe una gran variedad de rasgos morfotectónicos que resultan de la acción de un régimen tectónico no uniforme en el espacio durante el Neógeno y Cuaternario, sobre un antepaís y margen cordillerano caracterizado por la distribución heterogénea de anisotropías mecánicas (Cortés et al. 2006). Al Sur de los 33º S, el ángulo de subducción de la placa de Nazca es normal (~30º), desarrollándose una faja andina estrecha, cuyos rasgos neotectónicos se caracterizan por pliegues de propagación de falla y fallas con actividad durante el Cuaternario en el piedemonte de la Cordillera Frontal (Bastias et al. 1993, Cortés et al. 1999). En este sector la sismicidad disminuye notablemente, registrándose sólo eventos superficiales y de profundidad intermedia de baja magnitud. Por lo dicho anteriormente, al representar los epicentros de los sismos registrados en la Argentina se observa que la mayor parte de la actividad sísmica se concentra en la región centro-oeste y noroeste de nuestro país. Si bien la región noroeste ha soportado terremotos destructivos en los últimos 400 años, éstos no han afectado mayormente a las zonas más densamente pobladas y, en consecuencia, no se le ha dado al problema sísmico la importancia que realmente tiene, en función del elevado nivel de peligro sísmico potencial. El terremoto del 25 de agosto de 1948, con epicentro en la zona este de la provincia de Salta, fue quizás el de mayor trascendencia de la región, por los daños que produjo en varias poblaciones de esa provincia y la de Jujuy, si bien fue reducido el número de víctimas.

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Totalmente diferente ha sido la situación en la zona centro-oeste del país, donde los terremotos se han constituido en verdaderos desastres regionales. El terremoto del 20 de marzo de 1861 marca el inicio de una serie de eventos sísmicos que afectaron a las provincias de San Juan y Mendoza. Este terremoto destruyó totalmente a la ciudad de Mendoza, dejando un saldo de muertos equivalente a la tercera parte de la población, según los informes de la época, y puede considerarse uno de los terremotos más desastrosos del siglo pasado en todo el mundo. Por otra parte, el terremoto del 15 de enero de 1944, que destruyó San Juan, representa con sus 10.000 muertos la mayor catástrofe de toda la historia argentina. El Sur argentino, por debajo de los 35° de latitud sur, ha sufrido en muchos casos las consecuencias de los grandes terremotos chilenos, que alcanzaron a producir daños de menor cuantía en las poblaciones limítrofes, siendo reducida la cantidad de sismos con epicentro en territorio argentino.

Figura 16. Mapa de sismicidad de la República Argentina según el Instituto Nacional de Prevención Sísmica.

Como se puede observar en la Figura 16, la mayoría de los terremotos detectados en Argentina, se localizan mayoritariamente en las provincias de Mendoza y San Juan, en profundidades que rondan los 0 a 70 km. Las provincias de La Rioja, Catamarca, Salta y Jujuy, presentan ocurrencias de terremotos en profundidades que van de 70 a 450 km, mientras que los terremotos más profundos (entre 450 y 700 km) se localizan mayoritariamente en Santiago del Estero y Salta.

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Al analizar las profundidades de los yacimientos no convencionales más importantes de la Argentina (Fm Vaca Muerta, provincia de Neuquén) se observa que se encuentran a una profundidad media de 2000 a 3000 metros, lo que hace prácticamente imposible que las micro fracturas originadas por la estimulación hidráulica reactiven las fallas tectónicas originadas por los campos de esfuerzos actuales. Otro de factor importante a tener en cuenta es el peligro sísmico, que es la probabilidad de que ocurra una determinada amplitud de movimiento del suelo en un intervalo de tiempo fijado, y depende del nivel de sismicidad de cada zona. Para esto se realizan mapas de zonificación sísmica, los cuales determinan niveles de peligro sísmico. Un valor que permite comparar la actividad sísmica en cada una de las zonas es la máxima aceleración del terreno para un sismo de determinado; se expresa en unidades relativas “g”, siendo “g”, la aceleración de la gravedad. En Argentina, según el Instituto Nacional de Prevención Sísmica (INPRES), se identifican 5 zonas. La Figura 17 muestra que las zonas con mayor peligro sísmico en la Argentina se desarrollaron fundamentalmente desde los 34° de latitud sur hacia el Norte. El peligro sísmico en las zonas donde se están desarrollando los reservorios no convencionales correspondientes a la Fm Vaca Muerta es muy reducido.

Figura 17. Mapa de Zonificación Sísmica según el Instituto Nacional de Prevención Sísmica.

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Simposio de Recursos No Convencionales: Ampliando el Horizonte Energético

Análisis del riesgo potencial ocasionado por las estimulaciones hidráulicas y su relación con los eventos sísmicos de mayor escala

COMPARACIÓN DE ENERGÍA LIBERADA Para tener una idea de los órdenes de magnitud de la energía liberada en diferentes eventos, se compara dicha energía expresada en [ft-lbf], en un mismo gráfico. En la Figura 18, se colocan sismos conocidos, como por ejemplo, el mayor terremoto registrado en Argentina (en Caucete), el sismo de Japón del año 2011 (que luego originaría el gran tsunami de Fukushima), y otros. Puede verse claramente como la energía liberada al momento de crearse una fractura hidráulica es casi 9 órdenes de magnitud menor que la energía liberada en sismos diarios originados en la Falla de San Andrés, y entre 12 y 13 órdenes de magnitud más pequeña que la energía liberada en terremotos de gran magnitud.

Figura 18. Gráfico comparativo de energías liberadas en distintos eventos. Notar la gran diferencia entre eventos relacionados con microsísmica y eventos prácticamente imperceptibles por el hombre, como por ejemplo los sismos diarios de la Falla de San Andrés.

CONCLUSIONES Se presentó un análisis completo y descriptivo de como ocurren en general los eventos sísmicos, como así también los tipos de ondas que se propagan en la Tierra. Por otro lado, se introdujo la forma de medir los terremotos en base de su intensidad y magnitud. Así también, se analizó la energía asociada a diferentes terremotos y a microeventos asociados con estimulación hidráulica en ejemplos actuales de yacimientos no convencionales de Argentina. Se puede decir que la energía requerida para generar una fractura hidráulica (por inyección de fluidos), es de varios órdenes de magnitud más grande que la energía liberada al momento de generarse la fractura misma (Figuras 7 y 8). Cuando se compara la energía asociada con algunos eventos

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sísmicos mundiales, podemos corroborar que también son varios órdenes de magnitud más grandes que la energía liberada al momento de crearse un microevento por estimulación hidráulica. Por otro lado, cuando se analiza las profundidades y lugares de mayor riesgo sísmico en el país, se observa que los yacimientos no convencionales más importantes de la Argentina (Fm Vaca Muerta, provincia de Neuquén, entre otras) se encuentran a una profundidad mucho más somera, lo que hace casi imposible que las micro fracturas originadas por la estimulación hidráulica reactiven las fallas tectónicas originadas por los campos de esfuerzos actuales. Por otro lado, como los sismos más importantes en la Argentina se desarrollaron fundamentalmente desde los 35° de latitud sur hacia el Norte, no existen sismos de alta intensidad en las zonas donde se están desarrollando los reservorios no convencionales correspondientes a la Fm Vaca Muerta, y por ende existe poca posibilidad de reactivación de fallas por estimulación hidráulica. En otras palabras, se ha comprobado que tanto las magnitudes, como las energías asociadas a eventos asociados a la estimulación hidráulica, son altamente despreciables al compararlas con eventos tectónicos.

AGRADECIMIENTOS El autor agradece a la Gerencia Ejecutiva de Exploración y Desarrollo de YPF S.A. por permitir publicar este trabajo. También se agradece especialmente a Ricardo Manoni, Daniel Lorenzo y Luis Pianelli por sus comentarios.

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