Programa Regional de Entrenamiento Geotérmico (PREG)

Diplomado de especialización en geotermia-2013

Universidad de El Salvador Facultad de Ingeniería y Arquitectura Unidad de Postgrados

MODELO GEOFISICO CONCEPTUAL DEL CAMPO GEOTERMICO AHUACHAPAN A PARTIR DE DATOS GRAVIMETRICOS Y ELECTROMAGNETICOS (MT-TDEM)

Presentado Por:

Ing. Francisco Zegarra Figueroa Geol. Carlos Luis Esteban Director del trabajo:

Lic. Pedro Santos Ciudad Universitaria, Diciembre de 2013

ÍNDICE I. INFORMACION GENERAL .............................................................................................................. 5 1.1 INTRODUCCIÓN ................................................................................................................................... 5 1.2 PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA ................................................................................................... 5 1.3 JUSTIFICACION DEL ESTUDIO ........................................................................................................... 6 1.4 OBJETIVOS ........................................................................................................................................... 6

II. CARACTERISTICAS GEOLOGICAS Y GEOTERMICAS ............................................................. 8 2.1 UBICACIÓN GEOGRAFICA .................................................................................................................. 8 2.2 MARCO TECTONICO REGIONAL ........................................................................................................ 9 2.3 GEOLOGIA SUPERFICIAL Y DE POZOS .......................................................................................... 12 2.4 MODELO GEOLOGICO Y GEOTERMAL ........................................................................................... 16 2.5 MODELO GEOQUIMICO CONCEPTUAL ........................................................................................... 17 2.6 TRABAJOS PREVIOS DE EXPLORACION........................................................................................ 18

III. METODOS GEOFISICOS APLICADOS EN LA ZONA DE AHUACHAPAN ............................. 20 3.1 METODO MAGNETOTELURICO MT .................................................................................................. 20 3.1.1 TEORIA BASICA .............................................................................................................................. 20 3.1.2 FUNDAMENTOS DEL METODO MAGNETOTELURICO ................................................................ 24 3.1.3 TENSOR DE IMPEDANCIA .............................................................................................................. 24 3.2 METODO ELECTROMAGNETICO EN DOMINIO DE TIEMPO .......................................................... 27 3.3 CORRECCION STATIC SHIFT ............................................................................................................ 29 3.4 INVERSION 1D .................................................................................................................................... 30 3.5 PROCESAMIENTO DE LOS DATOS .................................................................................................. 31 3.5.1 PROCESAMIENTO DE LA SERIES DE TIEMPO ............................................................................ 31 3.5.2 PROCESAMIENTO MT..................................................................................................................... 32 3.5.3 INVERSION CONJUNTA DE DATOS TDEM Y MT. PROGRAMA TEMTD ..................................... 33 3.5.4 INVERSION CONJUNTA 1D MT/TEM.............................................................................................. 33 3.5.5 MODELAMIENTO GEOESTADISTICO 3D DE LOS DATOS MT-TDEM ......................................... 33 3.5.6 ANALISIS DE LOS VALORES DE RESISTIVIDAD ......................................................................... 37 3.6 METODO GRAVIMETRICO ................................................................................................................. 41

2

3.6.1 TEORIA BASICA .............................................................................................................................. 41 3.6.2 PROCESAMIENTO DE DATOS GRAVIMETRICOS ........................................................................ 44 3.6.3 ANOMALIA DE BOUGUER, ANOMALIA RESIDUAL, DERIVADAS DE LA RESIDUAL, SEÑAL ANALITICA ........................................................................................................................................... 44 3.6.4 INVERSION DECONVOLUCION DE EULER ................................................................................... 46 3.6.5 RESULTADOS DE GRAVIMETRIA .................................................................................................. 48 3.7 TEMPERATURAS DE POZOS ............................................................................................................ 54

IV. MODELO CONCEPTUAL GEOFISICO ...................................................................................... 58 4.1 CARACTERISTICAS DE LA ROCA SELLO ....................................................................................... 58 4.2 CARACTERISTICAS DEL RESERVORIO Y EL BASAMENTO ......................................................... 58 4.3 CARACTERISTICAS DE LA FUENTE DE CALOR ............................................................................ 59 4.4 PRINCIPALES ESTRUCTURAS QUE FAVORECEN LA CIRCULACION, LA RECARGA Y LA DESCARGA DEL SISTEMA ................................................................................................................. 61

V. CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES ............................................................................... 62 AGRADECIMIENTOS ................................................................................................................................ 63 REFERENCIAS .......................................................................................................................................... 63 ANEXOS .................................................................................................................................................... 65

LISTA DE FIGURAS Figura N° 1 Ubicación del Área de Estudio ................................................................................................... 8 Figura N° 2 Mapa estructural del área de estudio donde se visualiza la orientación de fallas. ............. 10 Figura N° 3 Límites estructurales definidos para el campo geotérmico Ahuachapán. ........................... 11 Figura N° 4 Distribución de las unidades geológicas aflorantes en el área. ............................................ 13 Figura N° 5 Ubicación de los perfiles de pozos. ......................................................................................... 15 Figura N° 6 Modelo Conceptual del campo geotérmico Ahuachapan (ENEL, 2004). .............................. 17 Figura N° 7 Modelo de implementación del equipo en campo. ................................................................. 24 Figura N° 8 Método electromagnético en dominio de Tiempo. ................................................................. 27 Figura N° 9 Funcionamiento del Método TDEM. ......................................................................................... 28 Figura N° 10 Información de registros MT. ................................................................................................. 31 Figura N° 11 Eliminación de ruido de los datos EM ................................................................................... 32 Figura N° 12 Curvas MT TDEM con corrección de Static Shift y variación de la resistividad con respecto a la profundidad........................................................................................................................ 32

3

Figura N° 13 Variograma utilizado para el Krigin del modelo geoestadístico obtenido para el procesamiento geoestadístico de los datos en 3D ............................................................................... 34 Figura N° 14 Modelos Geoestadisticos 3D de Resistividad campo geotérmico Ahuachapán ............... 35 Figura N° 15 Modelos Geoestadisticos 3D de Resistividad campo geotérmico Ahuachapán ............... 36 Figura N° 16 Sección EW de resistividad que atraviesa el campo geotérmico Ahuachapán ................. 37 Figura N° 17 Sección N-S de resistividad que atraviesa el campo geotérmico Ahuachapán ................. 38 Figura N° 18 Mapa de resistividad a una profundidad de -500 m.s.n.m ................................................... 39 Figura N° 19 Mapa de resistividad a una profundidad de -1000 m.s.n.m ................................................. 39 Figura N° 20 Mapa de Resistividad a una profundidad de -1500 m.s.n.m ................................................ 40 Figura N° 21 Mapa de Resistividad a una profundidad de -2000 m.s.n.m ................................................ 40 Figura N° 22 Medidas de gravedad. Gravímetro Syntrex CG5 ................................................................... 44 Figura N° 23 Respuesta teórica de señal analítica. .................................................................................... 46 Figura N° 24 Mapa de anomalia de Bouguer ............................................................................................... 49 Figura N° 25 Mapa anomalía residual. ......................................................................................................... 50 Figura N° 26 Mapa de deconvolución de Euler. .......................................................................................... 51 Figura N° 27 Mapa local anomalía residual campo geotérmico Ahuachapán .......................................... 52 Figura N° 28 Mapa de primera derivada del campo geotérmico Ahuachapán ......................................... 52 Figura N° 29 Mapa de segunda derivada campo del geotérmico Ahuachapán. ...................................... 53 Figura N° 30 Mapa de señal analítica del campo geotérmico Ahuachapán. ............................................ 53 Figura N° 31 Mapa de temperatura a 200 msnm campo Ahuachapán ...................................................... 55 Figura N° 32 Mapa de temperatura a 0 msnm campo Ahuachapán .......................................................... 55 Figura N° 33 Mapa de temperatura a -400 msnm campo Ahuachapán ..................................................... 56 Figura N° 34 Sección de temperatura 3D S3 ............................................................................................... 56 Figura N° 35 Sección de temperatura 3D3S ................................................................................................ 57 Figura N° 36 Sección de temperatura 3D NE4 ............................................................................................ 57 Figura N° 37 Mapa del modelo conceptual del campo geotérmico Ahuachapán. ................................... 60

4

I. INFORMACION GENERAL

1.1 INTRODUCCIÓN En el marco del Programa Regional de Entrenamiento Geotérmico (PREG) Edición 2013 el cual requiere la presentación de un Trabajo Final para la aprobación del Diplomado de Especialización en Geotermia, se realizó el presente estudio titulado “Modelo geofísico conceptual del campo geotérmico Ahuachapán a partir de datos gravimétricos y electromagnéticos (MT-TDEM)”. Los métodos geofísicos aplicados a los programas de prospección y exploración geotérmica constituyen una herramienta de gran utilidad para definir las características, distribución y propiedades de las rocas que conforman el subsuelo. Específicamente los métodos gravimétricos y magneto-telúricos son las herramientas más utilizadas en exploración geotérmica. El método magneto-telúrico es una técnica utilizada para definir los patrones de resistividad profunda, los cuales son los más apropiados para delimitar la forma y extensión de los recursos geotérmicos. Por otra parte el método gravimétrico estudia las variaciones en los valores de gravedad que se producen como consecuencia de la diferencia de densidades de las distintas formaciones geológicas y mediante la interpretación de los datos obtenidos permite definir las estructuras geológicas tales como fallas, lineamientos estructurales, zonas de alteración y localización de cuerpos intrusivos profundos. Adicionalmente al tratamiento de los datos de MT y con el propósito de corregir el “Static Shift” para efectuar el proceso de inversión de datos se utilizó la información de estudios TDEM de la misma zona de estudio. A diferencia del método MT que registra el campo electr nuestras familias por el cariño e incondicional apoyo que nos brindaron para llevar adelante este Diplomado. omagnético natural del subsuelo, en el método TDEM (time domain electromagnetic) se induce una corriente eléctrica en subsuelo que genera un campo electromagnético primario. Posteriormente se corta abruptamente la corriente, formándose un campo electromagnético secundario que decae con el tiempo. La tasa de decaimiento de este campo se mide en una bobina receptora situada en el centro del arreglo El presente trabajo tiene como finalidad realizar una interpretación actualizada del modelo conceptual geofísico del campo geotérmico Ahuachapán en base a los datos de gravimetría y magnetoteluria, el cual será corroborado con la información de los pozos existentes en el área de estudio mediante el análisis de perfiles litológicos y la geología estructural de superficie.

1.2 PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA El elemento más importante a la hora de definir un target de perforación geotérmica o evaluar la capacidad del recurso es la confección de un modelo conceptual consistente con la información disponible.

5

En el caso del campo geotérmico de Ahuachapán la última información sobre un modelo conceptual integrado fue realizada en 2004 en forma conjunta por LaGeo y ENEL, integrando toda la información existente hasta ese momento. En dicho estudio la interpretación del modelo geofísico del campo geotérmico de Ahuachapán indica la existencia de un reservorio profundo en rocas conductivas que tiene un espesor máximo de 2000 metros entre Ahuachapán y Chipilapa. La forma de la capa resistiva profunda es interpretada con ayuda de un análisis de modelo gravimétrico, como un antiguo alto debajo de Ahuachapán-Chipilapa, actualmente enmascarada por la presencia de fluidos geotermales de baja resistividad (ENEL, 2004). El presente estudio se realizará sobre el campo geotérmico de Ahuachapán en base a la información geológica y geofísica existente en la zona de estudio para ello se realizará el reprocesamiento y reinterpretación de los datos de 461 estaciones de gravimetría, y 90 estaciones de TDEM y MT generando un modelo geofísico que será contrastado con la información geológica de los pozos existente en el área para la definición de un modelo conceptual actualizado.

1.3 JUSTIFICACION DEL ESTUDIO Los modelos conceptuales son instrumentos dinámicos que cambian continuamente en función de la información disponible. La necesidad de tener un modelo conceptual actualizado del campo geotérmico Ahuachapán integrando datos de geofísica y geología de pozos ha motivado la realización del presente trabajo. La determinación de zonas promisorias para continuar con los trabajos de exploración que permitan ampliar la capacidad del recurso actual, es una de las cuestiones más importantes durante el desarrollo de un campo geotérmico en explotación. Teniendo en cuenta estos requerimientos, se procesaron datos de MT y gravimetría, para realizar modelos geofísicos que fueron contrastados con la geología de pozos y la geología estructural superficial existente en el campo geotérmico de Ahuachapán, con el fin de realizar un modelo conceptual actualizado que permita tener una perspectiva diferente y objetiva del campo geotérmico Ahuachapán.

1.4 OBJETIVOS 

Identificar los límites estructurales del sistema geotérmico, a partir de la correlación de los mapas de anomalías gravimétricas y los sistemas de fallas locales.



Identificar las características geofísicas de la capa sello y el reservorio productor.

6



Proponer un patrón de circulación de los fluidos geotérmicos.



Finalmente se realizara una interpretación del modelo geofísico considerando los datos de MT y gravimetría de manera integral.

7

II. CARACTERISTICAS GEOLOGICAS Y GEOTERMICAS 2.1 UBICACIÓN GEOGRAFICA El área de estudio se ubica en el Departamento de Ahuachapán, en el sector Occidental de El Salvador, a unos 108 km de la ciudad de San Salvador. Comprende una extensión de 50km2, localizado en el flanco norte del sistema volcánico Las Ninfas-Laguna-Cuyanausul. Dentro de ellas se encuentran las áreas geotérmicas de Cuyanausul, Chipilapa y Ahuachapán (Figura N°1).

Figura N° 1 Ubicación del Área de Estudio

El área geotérmica Ahuachapán-Chipilapa-Cuyanausul cuenta actualmente con 56 pozos perforados, la mayoría de ellos en la zona más productiva de Ahuachapán y en menor medida en la zona de reinyección de Chipilapa. De los 56 pozos perforados 26 son pozos productores, 11 re inyectores, 7 son pozos de monitoreo, 5 se encuentran abandonados y 7 a la espera de definiciones. 8

Tipo de pozo Cantidad Pozos Productores 26 Pozos Reinyectores 11 Pozos Monitores 7 Pozos Abandonados 5 Pozos en espera 7 Cuadro N°1. Tipos de pozos en el área de estudio

2.2 MARCO TECTONICO REGIONAL Estructuralmente el reservorio geotérmico de Ahuachapán se encuentra vinculado al flanco austral del graben Central del Salvador, en el sector NO del Cerro Laguna Verde. El campo geotérmico parece estar controlado regionalmente por las estructuras generadas por la evolución tectónica Cuaternaria combinada con fracturación reciente que controlan principalmente las zonas de infiltración (Figura N°2). En base a la información estructural proporcionada, la cual ha sido verificada mediante análisis de imágenes satelitales se evidencian 3 direcciones principales de las estructuras:  NE-SO  ONO-ESE  NNO-SSE Las fallas de orientación NE-SO por lo general forman un bloque tectónico que desciende escalonadamente hacia el SE y constituyen un sistema de fallas de tipo dominó con una inclinación preferencial de los bloques hacia el NO. Este tipo de rasgos estructurales constituyen un indicador morfo-tectónico típico de ambientes tectónicos activos (ENEL, 2004). Estas estructuras son las más recientes y son las que limitan el campo hacia el Norte y Sur Las fallas de orientación ONO-ESE son por lo general fallas transcurrentes de tipo transgresivas con una componente vertical subordinada. Las estructuras con esta orientación son equivalentes a las fallas transcurrentes dextrales características del graben central salvadoreño. Finalmente las fallas de orientación NNO-SSE son generalmente fallas normales con un buzamiento hacia el NO y una inclinación preferencial de los bloques hacia el SE. Estas estructuras son las que generalmente controlan la distribución de las manifestaciones hidrotermales superficiales en el área de estudio. Analizando la información estructural y la geología de los pozos que se describen más adelante, como así también la tipología de los mismos (productores o reinyectores), se pudo definir en forma estimativa los limites estructurales del campo geotérmico Ahuachapán.

9

Figura N° 2 Mapa estructural del área de estudio donde se visualiza la orientación de fallas. De esta manera se estableció que el limite Este del campo queda definido por la falla EscalanteChipilapa, esta falla es claramente visible en el mapa de anomalías de Bouguer y se considera el elemento principal para el control de la zona de descarga del campo geotérmico Ahuachapán. La falla Escalante-Chipilapa constituye, por otra parte, el límite estructural entre las áreas geotérmicas de Ahuachapán y Chipilapa (Figura N°3).

10

El límite Norte y Noroeste queda establecido por las fallas Santa Rosa y El Carmen. Estas 2 estructuras resultan evidentes tanto en superficie como en la geología de pozos por lo que el grado de confiabilidad de estas estructuras como límite es bueno (ENEL, 2004).

Figura N° 3 Límites estructurales definidos para el campo geotérmico Ahuachapán. Finalmente los restantes dos límites si bien son menos marcados pueden ser considerados a los fines del trabajo como limites inferidos del campo y corresponden al lineamiento de San Carlos que 11

limita el campo por el Sur y a la falla Los Ausoles que define el límite Oeste del campo geotérmico Ahuachapán.

2.3 GEOLOGIA SUPERFICIAL Y DE POZOS GEOLOGIA DE SUPERFICIE La geología del área ha sido representada en diferentes mapas geológicos por diversos autores, los cuales se encuentran disponibles en numerosas publicaciones. En el presente trabajo se realiza un resumen de todos estos estudios, teniendo en cuenta principalmente las unidades geológicas identificadas por LaGeo. La secuencia de unidades aflorantes en la zona de estudio comprende unidades volcánicas de edad Terciaria y Cuaternaria correspondiente a los diferentes eventos volcánicos ocurridos en la zona (Figura N°4). En este contexto las principales unidades aflorantes en el área son: Formación Bálsamo (Terciario-Plioceno) Constituye el basamento local del área de trabajo. Esta unidad aflora al Sur de la localidad de Concepción de Ataco (fuera del área comprendida por el mapa geológico). Litológicamente está constituida por intercalación de lavas de composición andesítica-basáltica y brechas de la misma composición. Formación San Salvador (Cuaternario) Está representada por diversas unidades volcánicas las cuales representan las diferentes fases de un ciclo de caldera (Caldera de Concepción de Ataco). En este contexto se puede dividir esta Formación en 3 fases de caldera (pre; intra y post-caldera) y una fase de volcanismo reciente correspondiente a la fase de actividad post-magmática y que representa el emplazamiento del sistema hidrotermal activo del área de estudio. Depósitos de Pre-caldera (Pleistoceno) Las rocas más conspicuas corresponden a los basaltos del Volcán Cuyanausul. Estos depósitos consisten en una secuencia de lava y escoria de composición andesítica-basáltica de un estratovolcán. La edad de estos depósitos varían de 1.3 ± 0.3 a 1.7 ± 0.3 Ma. (González et al., 1995). Otros depósitos menores corresponden al volcán Empalizada, situado al Oeste del área de estudio, consiste de lavas basálticas-olivínicas y escorias con edades que varían de 0.7 ± 0.4 Ma. Su forma original fue destruida por el colapso de la caldera de Concepción de Ataco, marcado por el lecho del rio Asino (rio de Ataco). Depósitos de intra-caldera (Pleistoceno-Holoceno) Está caracterizada por una secuencia de rocas piroclásticas que representan diferentes fases del evento explosivo de formación de la caldera (González et al., 1991). Los depósitos más proximales de la secuencia (base) están constituidos por brechas con fragmentos de rocas del volcán Empalizada, depósitos de surge, ignimbritas con marcada textura de fiammes y abundantes flujos 12

piroclásticos; mientras que los depósitos distales (techo de la secuencia) están formados por cenizas volcánicas y pómez. Estudios petrológicos y geoquímicos indican que las rocas son de composición dacítica-riolítica con tendencias calcoalcalinas (Torres, 1991). Las dataciones radimétricas en algunos cristales vítreos de las rocas piroclásticas arrojan edades de 16884 ± 4193 años, lo cual confirma que el inicio del proceso calderico con emisión de productos silícicos se dio en el Pleistoceno Medio a Tardío (Urrutia et al., 1991).

Figura N° 4 Distribución de las unidades geológicas aflorantes en el área. 13

El extremo SO de la caldera fue retrabajado por una caldera interior incipiente que depositó las tobas cebras o tobas marrones. Estos depósitos piroclásticos nuevos tienen un espesor aproximado de 25 metros y una distribución espacial limitada (González et al., 1995). Depósitos post-caldera (Holoceno) La actividad volcánica asociada a los volcanes Las Ninfas y Laguna Verde determinan la culminación del ciclo magmático relacionado a la evolución de la caldera de Concepción de Ataco. Los depósitos consisten en lavas efusivas fluidales y escorias de composición basáltica con características calcoalcalinas. Además existen numerosos domos concomitantes alrededor del anillo calderico de colapso y asociado a las fallas más importantes. Las lavas fluidales, que fueron emitidas por los volcanes Las Ninfas y Laguna Verde en su etapa final, se extienden ampliamente hacia el valle que forma el Graben Central (González et al., 1995). No se pudieron realizar dataciones radimétricas K-Ar, debido a que las rocas son muy recientes, además de que la abundancia de Ar en las rocas se encuentra por debajo de los límites de detección del método de 10,000 años (González et al., 1995). Depósitos Post-magmáticos recientes Comprende los depósitos de flujos de detritos de los volcanes Las Ninfas, Hoyo de Cuajuste y Laguna Verde y representan los productos de explosiones freáticas. Finalmente existen depósitos de lapilli y cenizas recientes asociados a los eventos del Coatepeque. GEOLOGIA DE POZOS En base a la reconstrucción estratigráfica de las unidades presentes en superficie y considerando las unidades litológicas reconocidas en las perforaciones de los pozos del campo geotérmico Ahuachapán se definieron 4 unidades geológicas en subsuelo. El reservorio productivo del campo geotérmicos Ahuachapán se encuentra mayormente situado sobre la Unidad III y en menor proporción en la parte superior de la Unidad IV. Las unidades identificadas son: Unidad I: constituido por rocas piroclásticas y lavas alteradas y materiales coluviales poco consolidados. Esta unidad representa los materiales más superficiales afectados por procesos de meteorización. Unidad II: está formada por piroclastitas y andesitas Pleistocenas de la Formación San Salvador. Por lo general se las denomina aglomerados jóvenes. Unidad III: la constituyen andesitas y tobas, denominadas comúnmente Andesitas Ahuachapán y la parte inferior constituyen el reservorio geotérmico en gran parte del campo. Unidad IV: está formada por brechas aglomerados y andesitas de la Formación Bálsamo y en el sector SO del campo geotérmico la parte superior de esta unidad constituye el reservorio geotérmico. 14

Figura N° 5 Ubicación de los perfiles de pozos. Utilizando la base de datos de los pozos perforados en el campo geotérmico AhuachapánChipilapa, se realizaron 4 perfiles y se correlacionaron las unidades presentes (Figura N°5). 15

Además se tomaron en cuenta las principales estructuras mapeadas en superficie y su proyección en profundidad, la cual se manifiesta a través de las zonas de pérdidas en algunos pozos. Los perfiles se utilizaron para adaptar el modelado geofísico magnetotelurico con los datos reales de los pozos abarcados en los perfiles. En el caso del perfil C-C’, la correlación solo se pudo realizar en forma parcial ya que la base de datos proporcionada no contaba con los datos del pozo CH 11. Por otro lado se pudo observar en el perfil D-D’ un notable descenso de los bloques lo cual es correlacionarle con el hecho de que al Sur del campo los pozos AH 33, AH 34 y AH 35 presentan el nivel productor a profundidades mayores (entre 1200 a 1400 metros) que los pozos del sector Norte del campo (que producen de profundidades entre 600 y 800 metros). Este descenso de bloques si bien no tiene representación mediante estructuras evidentes en superficie podría ser producida por la falla inferida representada en el mapa estructural con una dirección NE-SO pero sin nombre en particular. Los perfiles de los pozos se presentan en los anexos.

2.4 MODELO GEOLOGICO Y GEOTERMAL Desde el punto de vista geológico el reservorio de Ahuachapán se encuentra en un alto estructural limitado por un sistema de falla escalonadas de dirección NE-SO y con los bloque bajos hacia el SE. La temperatura de los fluidos desciende en dirección NO hacia afuera del campo. El reservorio alcanza una temperatura máxima de 240°C y se encuentra hasta una profundidad máxima de 1800 metros. El espesor máximo del reservorio en un sistema convectivo completo es de alrededor 1000 metros (ENEL, 2004). El basamento estructural que condiciona el movimiento de los fluidos lo representa la Formación Bálsamo. En cuanto a la zona de recarga se estima que se encuentra en el rango de 700-800 msnm. Estas elevaciones se encuentran hacia ambos lados del campo, en el sector Norte muy próximo al campo y hacia el Sur en la cadena volcánica Las Ninfas-Laguna Verde-Cuyanausul. La recarga del Norte está caracterizada por una baja densidad de drenaje y corresponde a la Laguna del Llano ubicada a unos pocos Km al NO de Ahuachapán. Esta área podría actuar como una buena zona de infiltración, el origen tectónico de esta laguna (Jonsson, 1970) confirman la presencia de fallas profundas que podrían haber actuado como conductos de drenaje profundo hacia el Sur en el valle del Rio Molino. La zona de recarga Austral, si bien se encuentra más alejada del campo geotérmico, no puede ser completamente descartada por el rol que ejerce en la circulación de fluidos profundos la Formación Bálsamo.

16

Además hay un aporte de agua a 210°C del área de Chipilapa hacia el área de Ahuachapán, comprobado mediante análisis de trazadores utilizados para evaluar la permeabilidad del campo ENEL, 2004).

Figura N° 6 Modelo Conceptual del campo geotérmico Ahuachapan (ENEL, 2004).

Finalmente la manifestación termal El Salitre ubicada al Norte del área constituye la descarga natural del sistema 2.5 MODELO GEOQUIMICO CONCEPTUAL El campo geotérmico de Ahuachapán cuenta con una gran cantidad de datos químicos disponibles desde los inicios de su exploración hasta la actualidad. Desde el comienzo de la producción se vienen tomando muestras en forma periódica y frecuente, lo cual permite tener una amplia base de datos para procesar y poder realizar interpretaciones con la finalidad de actualizar el modelo conceptual en forma continua. Montalvo, 1994; realizo una recopilación y análisis de las muestras (gases y agua) disponibles en el campo geotérmico Ahuachapán hasta ese momento. A partir de dichos datos pudo realizar un modelo conceptual integrando la geoquímica con los datos de pozos. Basado en modelos similares publicados anteriormente por otros autores, introdujo un nuevo modelo el cual muestra modificaciones significativas en cuanto al movimiento diferencial de los distintos tipos de fluidos en el reservorio en función de su composición química y en cuanto a los procesos de ebullición y mezcla desarrollados con el tiempo en los pozos del campo debido a la explotación de los mismos (Montalvo, 1994) El modelo propone una zona de recarga de fluidos salinos de alta temperatura (alrededor de 250°C y más de 8000 ppm de cloruros) en la zona Sur del campo, más específicamente debajo del volcán de Laguna Verde. Desde esta zona el fluido se desplaza hacia el Norte en dirección a la manifestación termal El Salitre. Se presume la presencia de 2 brazos de flujo uno en dirección

17

hacia donde se encuentran la mayoría de los pozos productores de Ahuachapán y el otro hacia el campo de Chipilapa. El flujo que se dirige hacia Ahuachapán se divide a su vez en 2 patrones de flujo antes de entrar al campo. Uno de los flujos (zona de afluencia) se encuentra en el sector SO del campo mientras que el otro se encuentra en el sector SE. El brazo del sector SO (zona de afluencia) del campo presenta la misma composición química que la zona de recarga de Laguna Verde mientras que el brazo del sector SE ha sufrido una dilución con agua fría y menos salina antes o durante la entrada al área de producción de los pozos. El agua de dilución probablemente esté relacionada con el acuífero saturado que suprayace al reservorio geotérmico y cuyas aguas tienen temperaturas aproximadas de 130°C y una salinidad de 1000 ppm de cloruros (Montalvo, 1994). La recarga en el área de Chipilapa ha experimentado una mayor dilución que el brazo SE de Ahuachapán, ya que el contenido salino de Chipilapa es solo de 3000 a 4000 ppm. La conexión hidrogeológica entre el campo de Ahuachapán y la manifestación El salitre queda evidenciada si uno revisa la evolución de esta manifestación antes y después de la producción del campo de Ahuachapán. La manifestación El Salitre originalmente presentaba aguas termales con un régimen de 1300 l/s a 70°C y una salinidad de 500 ppm de cloruros. Mientras en 1994, luego de 20 años de explotación y luego de una considerable caída de presión del campo, el régimen de flujo de la manifestación era de solo 300 l/s o menos y las temperaturas oscilaban los 50°C y la salinidad era inferior a 100 ppm de cloruros (CEL, 1994). En resumen el agua fría que se mezcla con el flujo SE proviene el acuífero saturado regional que se encuentra por encima del acuífero del reservorio, pero ésta no afecta el flujo del brazo SO del campo.

2.6 TRABAJOS PREVIOS DE EXPLORACION La exploración geotérmica en El Salvador se inició a finales de la década del 50’ con el apoyo del programa de desarrollo de las Naciones Unidas a los países centroamericanos, debido a la necesidad de desarrollar fuentes alternativas de energía renovables y minimizar la dependencia de las fuentes derivadas del petróleo. Como resultado de estos trabajos se identificaron varias zonas promisorias susceptibles de ser perforadas para verificar el recurso geotérmico. En 1968 comenzó la perforación del primer pozo profundo en el campo geotérmico Ahuachapán, el AH-1. A partir de este primer pozo exitoso se inició un programa de perforación tendiente a definir los límites del campo y a cuantificar el recurso. Los últimos pozos perforados en Ahuachapan fueron los AH-33, AH-34 y AH-35 todos ellos perforados en la zona Sur del campo y con resultados positivos (pozos productores) En 1975 comienza la operación de la primera unidad de generación a condensación de 30 MWe en Ahuachapán. Esta unidad se montó con el apoyo financiero del Banco Mundial. La planta de

18

Ahuachapán fue posteriormente ampliada en 1976 con 30 MWe y finalmente en 1981 con 35 MWe alcanzando una capacidad de generación total de 95 MWe. Respecto a los trabajos geofísicos desarrollados en el área de estudio, podemos afirmar que los primeros estudios de MT fueron llevados adelante por el CICESE (Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada) en 1990. En dicho estudio se realizaron 122 sondeos de MT sobre una superficie de 60 Km 2 que comprendía las áreas de Ahuachapán y Chipilapa. Posteriormente en el año 2004 se llevó adelante un nuevo estudio de MT esta vez combinado con TDEM, realizado en esta ocasión por Geosystem e interpretado por ENEL. El estudio consistió en la medición de 50 puntos. En relación a los estudios gravimétricos realizado en la zona podemos citar entre los más recientes los siguientes:  

Estudio gravimétrico de 253 puntos de medición sobre una superficie de 50 km 2 realizados por el CICESE (Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada). Estudio gravimétrico de 330 puntos de medición realizados sobre un área de 300 km 2 realizado en 2 etapas con equipos propios de LaGeo

19

III. METODOS GEOFISICOS APLICADOS EN LA ZONA DE AHUACHAPAN 3.1 METODO MAGNETOTELURICO MT El método magnetotelúrico tiene sus orígenes en la década de 1950 con los trabajos publicados de Tikhonov (1950) y Cagniard (1953) que realizaron mediciones de la variación del campo eléctrico y magnético simultáneamente. Las variaciones de campo son asociadas principalmente a fenómenos de interacción entre el viento solar y la magnetosfera de la Tierra y a las tempestades meteorológicas que se presentan en la atmósfera (Pous y Marcuello, 2003). La implementación del método comenzó en ambientes geológicos relativamente simples, en los cuales se asume que predomina la estratigrafía horizontal; en los años setentas, el método tuvo presencia en la exploración petrolera pero no tuvo el éxito esperado ya que las técnicas de la prospección sísmica tenían mayor avance tecnológico. Sin embargo, para la década de los 80’, las técnicas de instrumentación, procesado e interpretación en el método magnetotelúrico (MT) mejoraron y el método en la actualidad se ha ampliado a otras áreas de trabajo como la búsqueda de recursos hídricos y en la exploración petrolera (Gómez, 2012). Con el mejoramiento del equipo se amplió también la profundidad de investigación de los 2 km hasta cientos de kilómetros y por lo tanto se empezó a utilizar en medios geológicos más complejos (Corbo, 2006).

3.1.1 TEORIA BASICA El método MT es una técnica que consiste en medir desde la superficie las fluctuaciones temporales de los campos electromagnéticos naturales de la Tierra (tormentas eléctricas, corrientes ionosféricas) y determinar la distribución de la resistividad eléctrica en función de la frecuencia (periodo), es decir, en función de la profundidad. La principal ventaja de este método es que se pueden alcanzar profundidades de exploración que van desde decenas de metros hasta el orden de decenas de kilómetros, lo cual para este caso es ideal ya que el recurso geotérmico que se está buscando se encuentra dentro de este rango de penetración. Así, el diseño de la adquisición dependerá de la configuración del medio que se tenga, ya que la ubicación del recurso está en función de las características geológicas que se encuentren presentes en la zona de estudio. Las ecuaciones de Maxwell son la base para poder comprender los campos electromagnéticos, puesto que en ellas está basada toda la teoría que respalda este método. Con la ayuda de las ecuaciones de Maxwell es posible modelar a tamaño macroscópico las interacciones de la Tierra con los campos electromagnéticos que la rodean y así poder estudiar las estructuras en ella. 20

Ley de Ampere (1) Ley de Faraday (2) Ley de Gauss para campos Eléctricos (3) Ley de Gauss para campos Magnéticos (No existencia de Monopolos) (4) Dónde: H= Intensidad de Campo magnético [A/m] E= Intensidad de Campo eléctrico [V/m] B= Vector de Inducción magnética [Wb/m2] D= Vector de desplazamiento eléctrico [C/m 2] J= Densidad de Corriente [A/m 2] Con base en las definiciones dadas por Orellana (1974), se pueden describir de la siguiente manera: Ley de Ampere Establece la relación entre los campos eléctrico y magnético, con corrientes eléctricas, también establece la relación simétrica de la inducción, como un campo eléctrico variable, puede generar un campo magnético y en consecuencia, una corriente eléctrica en un circuito. Si se ve la ecuación en el segundo elemento de la igualdad, el primer factor representa la corriente de conducción, mientras que el segundo factor representa la corriente de desplazamiento lo que indica que toda variación de flujo eléctrico implica una corriente de desplazamiento Jc que representa la densidad de corriente de conducción. Ley de Faraday (Inducción Electromagnética) La Ley de Faraday explica cómo un flujo de campo magnético variable en el tiempo puede inducir en un circuito una corriente eléctrica. También establece que el rotacional del campo eléctrico inducido por un campo magnético variable es igual a menos la derivada parcial del campo magnético con respecto al tiempo. Ley de Gauss para campo eléctrico Esta ecuación establece que el flujo eléctrico total a través de cualquier superficie cerrada es igual a la carga neta encerrada por la superficie dividida entre ε0, por lo que las líneas de campo eléctrico se originan en cargas positivas y terminan en cargas negativas. 21

Ley de Gauss para campo magnético Para esta ecuación el flujo magnético a través de una superficie cerrada es cero, es decir, el número de líneas de campo magnético que entran a la superficie es igual al número de líneas que salen. Esto significa que en la naturaleza no existen monopolos magnéticos, solo existen dipolos o multipolos magnéticos. Relaciones Constitutivas La propagación de las ondas electromagnéticas depende de dos factores: 1) De la naturaleza del medio y sus propiedades como la permitividad o constante dieléctrica, la permeabilidad magnética y la conductividad y 2) de la frecuencia de la onda electromagnética. Para completar el sistema de ecuaciones se tienen las relaciones constitutivas, que describen la dependencia de la propagación electromagnética con el medio, como el medio es muy complejo se hacen algunas simplificaciones para poder estudiarlo, entre estas simplificaciones se asume que se está trabajando en un medio homogéneo, lineal e isótropo, de tal manera que se reduce el campo de parámetros del tensor de conductividad, de la siguiente manera:

ς

ς [ς ς

ς ς ς

ς ς ] ς

Se simplifica a

ς

ς *

ς

+ ς

Se puede considerar a las relaciones constitutivas como casos puntuales de las ecuaciones de Maxwell en condiciones en las que el medio es considerado homogéneo, lineal e isótropo, entonces en este caso es posible utilizarlas, ya que establecen la relación entre el comportamiento electromagnético de los campos con las propiedades eléctricas y magnéticas del medio de propagación. 1ª Relación Constitutiva (5) Esta ecuación es conocida también bajo el nombre de la forma puntual de la Ley de Ohm, donde: “σ” (S/m) corresponde a la constante de conductividad eléctrica de la sustancia y es igual a σ=1/ρ (ρ resistividad del material [Ω.m]), y responde a las cargas libres de un medio en presencia de un campo eléctrico externo. Para hacer válida este ecuación se asume que se está trabajando en un medio homogéneo, lineal e isótropo, donde las componentes de tensor de conductividad quedan: σxx=σyy=σzz, siendo las demás componentes iguales a cero, para el caso en el que el medio es anisótropo se cumple que σxx≠σyy≠σzz, y las demás componentes iguales a cero, en el caso que el medio sea vacío σ=0 ya que la conductividad varía respecto a la dirección en que se aplica el campo eléctrico. 22

2ª Relación Constitutiva (6) Dónde:

“μ”: es la permeabilidad eléctrica [H/m] “μ0”: permeabilidad del vacío, 4π x 10-7 [H/m]

La permeabilidad eléctrica está dada por la permeabilidad del vacío multiplicada por la permeabilidad relativa, la cual se refiere a la permeabilidad que posee el material con el que se está trabajando, matemáticamente. (7) Para el caso de la segunda relación constitutiva, la permeabilidad magnética es una propiedad de los materiales, que depende de la interacción entre los campos magnéticos externos e internos y el movimiento de las cargas de estos, siendo ésta la capacidad del medio para atraer y hacer pasar a través de sí mismos los campos magnéticos existentes y la inducción magnética que aparezca en el interior del medio. El caso en el que el campo interno quedara alineado con el campo externo, si ambos tienen la misma dirección, el campo total se incrementa, pero si tienen direcciones opuestas el campo total disminuirá. 3ª Relación Constitutiva La ecuación de relación entre el campo eléctrico y el campo de desplazamiento: (8) Donde la permitividad eléctrica ε, es la capacidad de un material a polarizarse en respuesta a un campo eléctrico y de esa forma cancelar parcialmente el campo dentro del material. “ε” se puede poner en función de la permitividad eléctrica del vacío: (9) Donde, “ε0” es la permitividad del vacío, es decir 8.85 x10-12 (F/m), y la “χe” es la susceptibilidad magnética, la cual expresa el grado de magnetización de un material en respuesta a un campo magnético y “εr” es la permitividad relativa, que también se puede expresar como la proporción entre la permitividad y la permitividad del vacío la cual se define como (10)

23

3.1.2 FUNDAMENTOS DEL METODO MAGNETOTELURICO El método magnetotelúrico (MT) es una técnica pasiva de exploración, que mide simultáneamente las variaciones de campo magnético H y campo eléctrico E, utilizando las variaciones naturales del campo electromagnético que fluye en el subsuelo a diferentes profundidades. Al ser un método de fuente natural es versátil y práctico en el campo, ya que no es necesario hacer grandes tendidos de cable ni requiere la presencia de grandes fuentes de energía (Pous y Marcuello, 2003; Simpson y Bahr, 2005). Esta técnica es la combinación de dos técnicas previas, el sondeo geomagnético profundo (GDS), el cual utiliza las observaciones de los campos magnéticos de los observatorios geomagnéticos, para conocer la distribución de la conductividad eléctrica a profundidad y el método telúrico, el cual mide los cambios de conductividad en el suelo a partir de observaciones hechas con dipolos eléctricos horizontales, permitiéndonos conocer la distribución de la resistividad eléctrica en el subsuelo.

Figura N° 7 Modelo de implementación del equipo en campo. Este método permite alcanzar grandes profundidades de hasta decenas de kilómetros lo cual permite que se convierta en una excelente herramienta para la prospección de campos geotérmicos.

3.1.3 TENSOR DE IMPEDANCIA La impedancia según Vozoff (1972), como función del periodo T, contiene información sobre la resistividad eléctrica a distintas profundidades. Para el método magnetotelúrico consiste en 24

registrar al mismo tiempo y durante un mismo periodo de tiempo, las variaciones temporales de cuatro componentes, de las cuales dos son magnéticas Hx, Hy y dos eléctricas Ex y Ey, donde "x" e "y" son direcciones horizontales. Por lo tanto, la impedancia está dada en el dominio de la frecuencia y es el operador que relaciona de forma lineal las componentes horizontales del campo eléctrico E y del campo magnético H. Está definida por la siguiente relación:

En estas ecuaciones los campos y las magnitudes son complejas, así estos coeficientes forman las componentes de un tensor de 2x2, lo que da un tensor de impedancia que depende de la distribución de la conductividad del subsuelo, y así, con la impedancia (Z) para cada frecuencia o periodo se podrá conocer la estructura del subsuelo en términos de la resistividad eléctrica del medio. |

|

[

y

{

}

{

}

]

en donde i, j = x o y, e Im y Re son las partes imaginaria y real de Zij respectivamente. Tipper o Función de Transferencia Geomagnética Con base en el trabajo de Vozoff (1972), el tipper relaciona la componente vertical del campo magnético con sus componentes horizontales: [

][

]

Donde Tx-Ty son las funciones de transferencia geomagnética, éstas son magnitudes complejas y dependerán de la conductividad eléctrica del medio. El vector real de estas magnitudes está sobre el plano x-y, y tiene la propiedad de ser perpendicular a las estructuras del medio por lo que su representación en un mapa es útil para localizar la distribución en planta de las estructuras anómalas. Para el caso en el que se trate de un medio 2D, y el strike se encuentre orientado con una dirección de Φ±90° del eje x, la relación de las componentes del campo magnético se expresa (Vozoff, 1972). 25

Tx y Ty, tendrán la misma fase y se asume que se encuentran libres de ruido por lo que la división de Tx /Ty es un número real, y el ángulo Φ, para que las componentes horizontales mantengan el ángulo (coherencia) con la componente vertical, se expresa como:

( ⁄ )

El tamaño de la dimensionalidad 3D es la diferencia entre el eje principal de dirección, obtenido por el tensor de impedancias rotado y los obtenidos del campo horizontal y vertical, llamado en la literatura como Tipper skew, este sesgo es cero siempre y cuando la parte real y la imaginaria de Hz sea coherente con la misma componente horizontal, de la estructura 2D. ⁄

(

⁄

)

De Tx y Ty se puede calcular un Hz estimado y determinar si es coherente con la medida de la componente vertical. La coherencia se calcula mediante: (

)

⁄

[

(

)]

⁄

Estas dos ecuaciones juntas describen la relación de Hz con las dos componentes horizontales, y muestra la importancia de la localización lateral de los cambios de conductividad y la facilidad de interpretación de Hz. Cercano a las estructuras de dimensionalidad 2D, el tipper puede ser comparado directamente con las componentes de campo vertical o horizontal y comparar la relación con otros modelos (Vozoff, 1972). Penetración Nominal o Skindepth Se define la profundidad nominal como la profundidad a la cual la amplitud de los campos se reduce en un factor “e”, de su valor en la superficie y tiene una relación inversa con la conductividad de las rocas, por lo tanto la impedancia como función del periodo T, contiene información sobre la resistividad eléctrica a distintas profundidades. De tal forma se puede ver que la penetración es mayor cuanto más resistivo es el medio, lo cual hace que el método sea muy favorable para mapear estructuras resistivas de gran tamaño Vozoff (1972).

26

La penetración del campo dependerá del periodo de sondeo y de la conductividad de las estructuras en la Tierra, siendo que a una mayor frecuencia la profundidad es menor y a menor frecuencia mayor profundidad según Vozoff (1972). √ ⁄

[m]

√

[Km]

o

√ ⁄

[m]

Donde ω=2πf que es la frecuencia angular, μ es la permeabilidad magnética y ρ es la resistividad aparente del subsuelo, δ es la profundidad en km, la resistividad ρ en ohm.m y el periodo T en segundos.

3.2 METODO ELECTROMAGNETICO EN DOMINIO DE TIEMPO El método TDEM de lazo (“loop”) central es el método electromagnético artificial más utilizado, el cual se basa en la inducción electromagnética de corrientes en el subsuelo a través de un lazo estirado sobre la superficie de la terreno. El lazo se coloca en una forma cuadrada, con cada arista midiendo varios cientos de metros. Una antena receptora (“spool”) magnética es colocada en el centro del cuadrado, y se aplica corriente directa (DC) al lazo. La fuente se usa para generar el campo electromagnético y la distribución de corrientes inducidas en la tierra depende del producto de la conductividad eléctrica, permeabilidad magnética y la frecuencia.

Figura N° 8 Método electromagnético en dominio de Tiempo.

27

Una corriente eléctrica (3 a 10 A) es transmitida (en forma de pulsos de pocos milisegundos de duración) en el lazo cuadrado que se encuentra sobre la tierra. Esta corriente produce un campo magnético. La corriente es abruptamente apagada y el decaimiento magnético causa corrientes de inducción en la tierra (Corrientes de Eddy). La fuerza de las corrientes inducidas depende de la estructura resistiva bajo el sitio sondeado. La respuesta de la tierra es medida por una bobina redonda más pequeña, que se encuentra en el centro del lazo grande cuadrado. Se mide también el tiempo de decaimiento de la señal (generalmente entre 88 μs a 70 ms). Los sondeos TEM pueden medir hasta 1 km de penetración, dependiendo de la resistividad. Para pequeñas resistividades, la profundidad de penetración puede ser unos pocos cientos de metros, pero para grandes resistividades, es posible llegar a profundidades más grandes.

Figura N° 9 Funcionamiento del Método TDEM. El rango de profundidad que alcanza el TEM, depende del tiempo muestreado y la relación señal – ruido y no de la separación de la fuente con el receptor. Se presume que si el tiempo se vuelve progresivamente más largo, las corrientes de Eddy aumentan en el transiente alcanzando mayores profundidades. La corriente del campo primario es apagada varias veces y decae de un campo estacionario inicial. El voltaje de los dos polos del lazo receptor es proporcional a la variación de tiempo del campo magnético secundario. Este último es proporcional a la corriente i (i).

28

⁄

La resistividad medida es expresada como resistividad aparente ρa y la resistencia promedio de las estructuras debajo del centro del sondeo, es función de algunas variables, incluyendo: Voltaje medido Tiempo transcurrido desde que se apagó la corriente Área del lazo/bobinas Número de vueltas de las bobinas Permeabilidad magnética Para un espacio homogéneo, la resistividad aparente se expresa en términos de voltaje inducido V(t,r) y del tiempo desde que la fuente fue apagada. ⁄

3.3 CORRECCION STATIC SHIFT El fenómeno de static shift puede ser originado por cualquier cuerpo subterráneo superficial que presente características que se reflejen como un contraste de conductividad a profundidad y una pérdida de dimensionalidad a la penetración de los campos electromagnéticos. Conductividades discontinuas provocan distorsiones locales de las amplitudes de los campos eléctricos como consecuencia de la conservación de las cargas eléctricas, por lo tanto causan variaciones de la impedancia las cuales pueden aumentar o disminuir en un factor de escala real. Estas cargas eléctricas se obtiene de la derivada de la ecuación de dispersión en la que se asume que , en este caso cuando una corriente atraviesa una discontinuidad las cargas se acumulan a lo largo de la discontinuidad, lo que se interpreta en las curvas de resistividad aparente como "estática" porque, a diferencia de la inducción, la conducción no es un proceso dependiente del tiempo (Simpson y Bahr, 2005). El static shift se presenta con mayor frecuencia en entornos altamente resistivos, donde la presencia de heterogeneidades conductoras de pequeña escala tienen más efecto sobre los campos eléctricos. Sin embargo, una respuesta no inductiva comúnmente se asocia a efectos galvánicos, en ocasiones este efecto se asocia a ambientes geoeléctricos complicados que afectan la fase, causando una mezcla de las diferentes polarizaciones, siendo el static shift un subconjunto de estos tipos de efectos galvánicos (Simpson y Bahr, 2005). El static shift no depende del tiempo y no afecta la fase, de hecho, la presencia del static shift es más fácil de identificar en los datos de resistividades aparentes ya que en las curvas de resistividad se distingue un desplazamiento de las curvas una respecto a la otra, por lo que se ven curvas separadas, mientras que las curvas de la fase se mantienen juntas. 29

El static shift provoca un desplazamiento independiente en la frecuencia para cada curva de resistividad aparente, las curvas son paralelas a su verdadero nivel, pero se escalan por factores reales. El factor de escala o static shift no se puede determinar directamente a partir de datos de MT registradas en un solo sitio. Un cambio paralelo entre dos polarizaciones de las curvas de resistividad aparente es un indicador fiable de la presencia del fenómeno de static shift. Sin embargo, la falta de cambio entre dos curvas de resistividad aparente no garantiza necesariamente una ausencia de static shift, ya que las dos curvas pueden ser alteradas por el mismo valor, haciendo imperceptible la presencia del fenómeno, por lo que el nivel correcto de las curvas de resistividad aparente puede estar encima, debajo o entre los niveles medidos. Si los datos de MT se interpretan a través de un modelo 1D, sin corregir por static shift, la profundidad a un cuerpo conductor se desplazará por la raíz cuadrada del factor por el que las resistividades aparentes se cambian de puesto, y el modelo de resistividad se desplaza a un modelo 2D y/o modelo 3D, estos modelos pueden contener estructuras extrañas si se ignora el fenómeno de static shift. Por lo tanto, los datos adicionales o supuestos con frecuencia son requeridos (Simpson y Bahr, 2005). Las correcciones para static shift pueden clasificarse en tres grandes métodos: 1) Correcciones de periodos cortos, es decir, de las mediciones cerca de la superficie (por ejemplo, TEM, DC). 2) Estadística (promedios), tiende a dar una relación, en lugar de valores absolutos del static shift, esta técnica es buena para conservar las dimensiones de una anomalía en un medio multidimensional, pero arroja valores erróneos en cuanto a conductividad y profundidad del cuerpo. 3) Correcciones de periodo largo, basándose en las estructuras profundas, o funciones de transferencia magnética.

3.4 INVERSION 1D El problema de la inversión consiste en estimar los valores que representen de mejor manera a las estructuras geoeléctricas que se está caracterizando. En el caso del MT, la respuesta electromagnética del medio, es un efecto no lineal, por lo que el problema se ataca mediante un método iterativo, llamado máxima verosimilitud o inversión estocástica. Al ser un método iterativo, éste hace que el punto en el espacio de parámetros, maximice la probabilidad conjunta de ajuste de los datos observados y de acuerdo con el modelo previo, va variando hasta encontrar un modelo que se ajuste con los valores reales y los valores inferidos, quedando estos dos dentro de las condiciones de frontera preestablecidas. En ocasiones se fuerza el modelo para dar el mejor ajuste de los datos, pero esto puede empujar al modelo en una región poco probable de su espacio de parámetros, por lo que se sugiere utilizar el máximo espacio de probabilidad de la solución que implica la probabilidad conjunta tanto del ajuste de datos como el ajuste del modelo. Cuando los datos y el modelo previo se considera que tienen las estadísticas de Gauss, el modelo ha encontrado una solución. 30

El centro de la inversión, es la matriz de sensibilidad o análisis de sensibilidad, que está determinada por un análisis de perturbación, el cual a una falta de perturbación del medio genera soluciones que satisfacen las ecuaciones de Maxwell, para poder modelar la inversión (Theodore y Randall, 1989). 3.5 PROCESAMIENTO DE LOS DATOS Para el presente estudio se utilizaron 90 estaciones de MT con sus respectivas estaciones de TDEM esta información fue proporcionada por la empresa LaGeo para realizar el procesamiento y reinterpretación de estos datos.

3.5.1 PROCESAMIENTO DE LA SERIES DE TIEMPO Usualmente para la medición se debe considerar la duración de misma, a cual va a depender de la profundidad que se quiere investigar. Típicamente: 1. Cerca la superficie, 1 × 105Hz - 100Hz. Se registra por unos minutos. 2. Corteza, 100Hz - 1000s. Se registra por unos días. 3. Manto, 1s - 30000s. Se registra por unas semanas. En nuestro caso son registros cerca de superficie ya que no superamos los 5 Km en profundidad.

Figura N° 10 Información de registros MT.

31

3.5.2 PROCESAMIENTO MT La secuencia de procesamiento está basada primero en limpiar el ruido y utilizando la trasformada de Fourier se pasa del dominio de tiempo a dominio de frecuencia obteniendo también la pseudoresistividad por la razón de impedancias entre campos electromagnéticos

Figura N° 11 Eliminación de ruido de los datos EM

Luego esos resultados son formateados a formato Eddy que no es más que la pseudo-resistividad en función del tiempo; a la mencionada curva de pseudo-resistividad se adjunta la información obtenida por el TDEM para la corrección del static shift. Finalmente se realiza la inversión de datos 1D para obtener las resistividades reales, como se muestra en la Figura N°12.

Figura N° 12 Curvas MT TDEM con corrección de Static Shift y variación de la resistividad con respecto a la profundidad 32

3.5.3 INVERSION CONJUNTA DE DATOS TDEM Y MT. PROGRAMA TEMTD En la inversión conjunta, se utilizan los sondeos TDEM para corregir el problema de desplazamiento estático de las estaciones MT. Como ya se ha discutido, los sondeos TDEM utilizan sólo el campo magnético, que es relativamente menos afectado por las distorsiones superficiales y laterales, para calcular la resistividad aparente por debajo del sitio Para realizar la inversión conjunta 1D de los datos TDEM y MT se utilizó el programa TEMTD de algoritmo de inversión: REduced Basics OCCam (REBOCC) el cual produce la rotación de las determinante, invariante, resistividad aparente y fase de los sondeos MT y TDEM, para obtener un modelo de resistividad final En la inversión conjunta 1D, el sondeo MT se vincula al sondeo TDEM, tomando como referencia la mejor curva que se ajuste a los datos tanto de TDEM y MT al mismo tiempo, como se muestra en la Figura N°12. En esta figura tenemos: en el panel de la derecha, el modelo de inversión de resistividad 1D resultante, en el panel de la izquierda, su sintética MT resistividad aparente y la respuesta de fase. La etiqueta en la parte superior de la figura (MTENL-01) es el nombre de la estación de MT; la etiqueta en el panel izquierdo superior (ENL-01) es el nombre de la estación TDEM. Los números entre paréntesis (0/0) indican que las dos estaciones fueron 0 m de distancia y su diferencia de elevación de 0 m. En el extremo superior derecho del panel izquierdo de resistividad, podemos ver también el multiplicador de cambio estático (Shift=0.612). 3.5.4 INVERSION CONJUNTA 1D MT/TEM Para poder interpretar un sitio como 1D se debe de procesar cada uno de los puntos de adquisición y a partir de ahí, crear las secciones de las cuales se va hacer la interpretación final, para ello al tratar los datos estos tienen cierta incertidumbre, ya que en general los datos obtenidos en campo casi siempre muestran efectos de distorsión, por lo que los elementos de la diagonal no serán despreciables y la suma de los elementos de la antidiagonal no serán igual a cero. Como los datos se interpretan como un modelo 1D, hay muchas posibilidades para la combinación de los ocho grados de libertad del tensor de impedancia en cada frecuencia al igual que para los dos grados que pueden ser ajustados para 1D. 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 y que no están dominados por los efectos secundarios causados por estructuras 2D o 3D (Pedersen y Engels, 2005).

3.5.5 MODELAMIENTO GEOESTADISTICO 3D DE LOS DATOS MT-TDEM Para el modelamiento en 3D se utilizo el modelamiento por krigeage incorporando el modelo de variograma de potencia este modelo de la fuente sigue la expresión: 33

El modelo geoestadístico permitió interpolar tridimensionalmente los sondeos, a partir de la información de resistividades obtenidas de la inversión de datos 1D, permitiendo generar mapas y secciones a partir modelo de resistividad 3D.

Figura N° 13 Variograma utilizado para el Krigin del modelo geoestadístico obtenido para el procesamiento geoestadístico de los datos en 3D

34

Figura N° 14 Modelos Geoestadisticos 3D de Resistividad campo geotérmico Ahuachapán

35

Figura N° 15 Modelos Geoestadisticos 3D de Resistividad campo geotérmico Ahuachapán

36

3.5.6 ANALISIS DE LOS VALORES DE RESISTIVIDAD Para el análisis de valores de resistividad se trabajó con mapas horizontales a diferentes profundidades y secciones de resistividades que cortan el campo en sentido E-W y N-S. Como se aprecia en la Figura N°19 a un nivel de -1000 msnm el reservorio del campo geotérmico estaría emplazado en resistividades bajas por debajo de los 37.1 Ohm*m donde se ubicaría los principales pozos productivos a excepción del pozo AH-34 con 90 Ohm *m. A medida que vamos analizando los valores en profundidad los principales pozos productores se encuentran en la zona de bajo resistivos entre 37.1 a 73.1 Ohm*m Al Este del campo geotérmico de Ahuachapán se presenta una fuerte anomalía de bajas resistividades en la zona de Tortugueros con resistividades menores de 13.6 Ohm*m También se observa una anomalía de resistividades al Sur del campo Ahuachapán (Figuras N°18 y N°19) la que estaría relacionada a la presencia de otro sistema hidrotermal ubicado al Oeste de la Laguna Las Ninfas y al Sur de las manifestaciones termales de Aguas Calientes Como se aprecia en la Figura N°20 a una profundidad de -1500 msnm las fallas Chipilapa, Escalante, y San Carlos individualizarían el campo en producción de Ahuachapán del campo Tortuguero-Termophilas.

Figura N° 16 Sección E-O de resistividad que atraviesa el campo geotérmico Ahuachapán 37

Figura N° 17 Sección N-S de resistividad que atraviesa el campo geotérmico Ahuachapán

38

Figura N° 18 Mapa de resistividad a una profundidad de -500 m.s.n.m

Figura N° 19 Mapa de resistividad a una profundidad de -1000 m.s.n.m

39

Figura N° 20 Mapa de Resistividad a una profundidad de -1500 m.s.n.m

Figura N° 21 Mapa de Resistividad a una profundidad de -2000 m.s.n.m

40

3.6 METODO GRAVIMETRICO El método gravimétrico estudia las variaciones en los valores de gravedad que se producen como consecuencia de la diferencia de densidades de las distintas formaciones geológicas y mediante la interpretación de los datos obtenidos permite definir las estructuras geológicas tales como fallas, lineamientos estructurales, zonas de alteración y localización de cuerpos intrusivos profundos. Al igual que los métodos magnéticos y algunos eléctricos, el método gravimétrico hace uso de campos de potencial natural. El campo de potencial natural observado se compone de los contribuyentes de las formaciones geológicas, que construyen la corteza terrestre hasta cierta profundidad determinada por el alcance del método.

3.6.1 TEORIA BASICA La gravimetría es un método pasivo en el cual se mide las variaciones del campo gravimétrico terrestre en superficie. Esta medida proporciona información sobre las densidades de las rocas del subsuelo y ayuda a tener un mejor entendimiento de la geología del mismo. El equipo utilizado para la medición de la variación del campo gravitatorio de la Tierra es el gravímetro. La gravitación es la fuerza de atracción mutua que experimentan los cuerpos por el hecho de tener una masa determinada. La existencia de dicha fuerza fue establecida por el matemático y físico ingles Isaac Newton en el silgo XVII. La base del método gravimétrico se encuentra en 2 leyes definidas por Newton, la ley de la gravitación universal y la segunda ley del movimiento. Ley de la gravitación universal La ley de gravitación universal establece que la fuerza de atracción que experimentan dos cuerpos dotados de masa es directamente proporcional al producto de sus masas e inversamente proporcional al cuadrado de la distancia que los separa. En consecuencia, cuanto mayor es la distancia que separa el centro de las masas, más pequeña es la fuerza de atracción entre ellos. ( Dónde:

)

(1)

G: constante de gravitación universal M: masa de la Tierra M: masa de un cuerpo R: distancia entre masas

Esta ley incluye una constante de proporcionalidad (G) que recibe el nombre de constante de la gravitación universal y cuyo valor, determinado mediante experimentos muy precisos, es de: 41

G=6.67x10-11 Nm2/Kg2 Ley del movimiento Para determinar la intensidad del campo gravitatorio asociado a un cuerpo con un radio y una masa determinados, se establece la aceleración con la que cae un cuerpo de prueba (de radio y masa unidad) en el seno de dicho campo. Mediante la aplicación de la segunda ley de Newton tomando los valores de la fuerza de la gravedad y una masa conocida, se puede obtener la aceleración de la gravedad. Dicha aceleración tiene valores diferentes dependiendo del cuerpo sobre el que se mida, así para la Tierra se considera un valor de 9.8 m/s 2 (que equivalen a 9.8 N/kg). Le ley de movimiento expresa que cuando se aplica una fuerza a un objeto, éste se acelera y dicha aceleración que tiene la misma dirección que la fuerza que la genera es proporcional a su intensidad e inversamente proporcional a la masa que se mueve. Ahora si la aceleración es en una dirección vertical, entonces la fuerza que la genera es principalmente debida a la gravedad (g). En forma teórica la ley de movimiento de Newton: (2) Las ecuaciones 1 y 2 pueden ser combinadas para obtener otra relación simple: (

)

Así ( )

(3)

El valor normal de (aceleración de la gravedad) en la superficie de la Tierra es de 980 cm/s 2. En honor a Galileo la unidad de aceleración de la gravedad es 1 Gal = 1 cm/s 2 ó 1 mGal = 10-3 Gal y además 1 mGal = 10 gu (unidades de gravedad) Los gravímetros modernos pueden medir variaciones muy pequeñas en la aceleración de la gravedad, por lo general una parte en 109. La sensibilidad de estos instrumentos modernos es alrededor de 10 ppm El potencial y el campo gravitatorio de la Tierra El potencial en un punto de un campo dado se define como el trabajo rendido por la fuerza al mover una masa unitaria desde un punto arbitrario de referencia (usualmente ubicándose en una distancia infinita) hacia el punto en cuestión. El potencial correspondiente al cuerpo de la masa

se calcula:

⁄ 42

La diferencia en los potenciales P 2 - P1 describe el trabajo rendido en contra de la masa mover una masa unitaria desde el centro del cuerpo m 1 al centro del cuerpo .

al

Las superficies equipotenciales (superficies, que unen todos los puntos del mismo valor potencial) referidas a este cuerpo de masa son superficies esféricas. El potencial correspondiente al espacio exterior de una esfera de estructura de estratos es igual al potencial correspondiente al punto material central, en que está concentrada la masa total de esta esfera. Este hecho se aplica para describir y cuantificar el campo potencial gravitatorio de la Tierra. Dos fuerzas distintas contribuyen al campo gravitatorio de la Tierra. En un lugar de la superficie terrestre la fuerza gravitatoria neta GN ejercida se constituye de la fuerza gravitatoria dirigida hacia el centro de la Tierra GT y la fuerza centrífuga GC dirigida perpendicularmente al eje rotativo y hacia afuera referente a la Tierra. Por consiguiente . La fuerza centrífuga se calcula de la manera siguiente:

Donde

, = latitud geográfica, = velocidad angular de la rotación de la Tierra = 7.29 x 10 5 s-1 = radio de la Tierra = masa de la Tierra

Salvo en los polos, donde , debido a , la fuerza centrífuga actúa en todos los demás lugares de la superficie terrestre y es apreciadamente menor en comparación a G T. Por esto se abrevia la fuerza gravitatoria neta solo con “g”. En la medición de la fuerza gravitatoria neta no se puede distinguir entre GT y GC. La aceleración gravitatoria presente en una dirección definida se obtiene por diferenciación del potencial con respecto a la distancia en esta dirección. La superficie caracterizada por valores del potencial constante se denomina superficie equipotencial. A lo largo de una superficie equipotencial se puede mover un cuerpo de un lugar al otro sin esforzarse en la misma dirección o en dirección opuesta a la gravedad. Una superficie equipotencial es la superficie del mar, aun la fuerza gravitatoria varía a lo largo de esta superficie más que 0,5% entre el ecuador y los polos. Reducciones gravimétricas La información gravimétrica obtenida en campo se somete a un proceso de depuración previo, que consiste en filtrar la información que dependa del tiempo (mareas), de campos gravitacionales externos a la Tierra (Luna y Sol) y, de campos ajenos al objeto de estudio (como geografía y topografía entre otras), para obtener finalmente la anomalía de gravedad que se quiere medir, debida al objeto generador de dicha anomalía (Turcotte D., y Schubert G., 1982; Teldford, 2004). De ahí que la anomalía gravimétrica final es el resultado de un conjunto de correcciones que son:

43

(

)

Anomalía de Aire Libre Anomalía de Bouguer Anomalía completa de Bouguer

Donde : anomalía gravimétrica total : anomalía gravimétrica medida : anomalía gravimétrica de referencia : corrección de aire libre : corrección de Bouguer

: corrección topográfica : corrección por mareas : corrección : corrección de isostasia

3.6.2 PROCESAMIENTO DE DATOS GRAVIMETRICOS Para el presente estudio se utilizaron 461 estaciones gravimétricas información proporcionada por la empresa LaGeo, estos datos son el producto de estudios realizados en el área de Ahuachapán utilizando principalmente el gravímetro digital Syntrex CG5.

Figura N° 22 Medidas de gravedad. Gravímetro Syntrex CG5 3.6.3 ANOMALIA DE BOUGUER, ANOMALIA RESIDUAL, DERIVADAS DE LA RESIDUAL, SEÑAL ANALITICA Anomalía de Bouguer Para el procesamiento de la anomalía de Bouguer se utilizó la siguiente formula que corresponde a la gravedad de Bouguer con corrección topográfica:

44

Donde: : gravedad observada : corrección por latitud. : corrección altura. : radio dela Tierra : corrección topográfica Anomalía residual La anomalía residual de Bouguer está dada por la siguiente formula

Donde: : Anomalía de Bouguer : Anomalía Regional. Para poder separar la anomalía regional de la anomalía de Bouguer se trabajó con el espectro medio de potencia y la utilización de un filtro de Gauss utilizando el programa Oasis Montag. Primera y segunda Derivada Corresponde al cálculo tanto de la primera como la segunda derivada de la función del campo gravimétrico del área de estudio con respecto a la anomalía residual, esta es muy utilizada para la determinación de estructuras y determinación de contactos subverticales. Señal Analítica Corresponde a la envolvente de energía de las anomalías gravimetricas. La amplitud de la “Señal Analítica” tendrá directa relación con la intensidad del campo gravitatorio, y presentará valores máximos sobre los bordes de las anomalías gravimetricas. La señal analítica se define como: ⁄

Donde Tx, Ty, Tz corresponden a los gradientes (derivadas) en las direcciones x, y, z respectivamente, que pueden ser fácilmente calculados en el dominio de Fourier.

45

Figura N° 23 Respuesta teórica de señal analítica.

3.6.4 INVERSION DECONVOLUCION DE EULER La deconvolución de Euler es una potente herramienta de interpretación de datos gravimétricos, que ha sido por varios años utilizada para hacer estimaciones de profundidad y forma de las fuentes causantes de las anomalías. La aplicación universal de esta técnica ha consistido en determinar la profundidad hasta el techo de las fuentes causantes de las anomalías gravimétricas (Thompson, 1982; Keating 1998; Roy et al. 2000) La deconvolución de Euler se basa en la ecuación de homogeneidad de Euler y adiciona un índice estructural para producir las estimaciones de profundidad. Usados conjuntamente, el índice estructural y las estimaciones de profundidad, permite identificar y hacer valoraciones de profundidades para una amplia variedad de estructuras geológicas tales como fallas, contactos, diques, intrusivos, etc. (Reid et al. 1990, Roy et al. 2000). (1) El sistema usa el método de mínimos cuadrados para resolver la ecuación de Euler simultáneamente para cada posición de la retícula dentro de una sub-retícula (ventana). Una ventana cuadrada, por ejemplo de 10x10, es movida a lo largo de cada retícula y en cada punto habrán 100 ecuaciones, a partir de la cuales, las cuatro incógnitas (localización X, Y, Z y un valor base B) y sus incertidumbres (desviación estándar) son obtenidas para un índice estructural especifico. La deconvolución de Euler convencional, usa 3 gradientes ortogonales de cualquier cantidad potencial así como la cantidad potencial en sí misma, para determinar profundidad y ubicación del cuerpo generador; emplea la ecuación para la componente vertical de la anomalía Tz (de gravedad o magnética) de un cuerpo que tiene un campo de gravedad o magnético homogéneo (Zhang et al., 2000). (2) 46

En la ecuación anterior , y son las coordenadas desconocidas del centro del cuerpo generador a ser estimado; x, y, z son las coordenadas conocidas del punto de observación de los gradientes. Los valores , y son los gradientes del campo potencial medidos a lo largo de las direcciones x, y, z; es el índice estructural, y es el valor regional del campo a ser estimado. Esta última ecuación puede ser entonces redefinida como: (3) Como se mencionó anteriormente existen 4 parámetros desconocidos ( , , , ) en la ecuación (3). Dentro de una ventana de selección, hay n puntos con datos disponibles para resolver los cuatro parámetros desconocidos. Cuando n>4, estos parámetros pueden ser estimados usando la inversión Moore-Penrose o con técnicas equivalentes. Para ejecutar la deconvolución de Euler, es necesario especificar los siguientes parámetros de procesamiento: 1) índice estructural, 2) máximo % de tolerancia en profundidad, 3) ventana o tamaño de ventana, 4) distancia máxima aceptable. El índice estructural (SI o N) es un factor exponencial, correspondiente a la tasa a la cual el campo decae con la distancia para una fuente de una geometría dada. El valor de SI depende de las características del cuerpo generador que se está buscando y del tipo de campo potencial que se use (gravimétrico o magnético). Geosoft (2010) en su módulo montajGrav/Maginterpretation establece el siguiente resumen de índices estructurales para modelos simples, tanto para campos magnéticos como gravimétricos. SI 0.0 0.5 1.0 2.0 3.0

Campo Magnético Contacto (contact) Escalón grueso (thick step) Silo/dique (sill/dyke) Conducto (pipe) Esfera (sphere)

Campo Gravitatorio Silo/dique/grada (sill/dyke/step) Cinta (ribbon) Conducto (pipe) Esfera (sphere)

El máximo % de tolerancia en profundidad determina cuales soluciones son aceptadas, es decir, soluciones con un error menor que la tolerancia especificada. Por defecto el valor es de 15%. La ventana (window) determina el área (en celdas de la retícula) usada para calcular las soluciones de Euler. Todos los puntos en la ventana se usan para resolver la ecuación para la posición de la fuente. El tamaño de la ventana depende del tamaño de los cuerpos que se proyectan encontrar en el modelamiento. La distancia máxima aceptable, especifica la máxima desviación (offset) en una distancia entre el centro de la ventana de búsqueda y la ubicación de la solución de la fuente, de manera tal que soluciones localizadas por fuera de los límites de la ventana de búsqueda, pueden ser rechazados como erróneos. 47

Una solución queda registrada si la incertidumbre en la profundidad calculada es menor que una tolerancia especificada y la solución está dentro de una distancia limite al centro de la ventana de datos. Cuando el proceso termina, se genera un archivo de base de datos que contiene las soluciones de profundidad. Este modelamiento interactivo es utilizado en función del tamaño e índice estructural comparando con las diversas estructuras geológicas definidas en un área determinada como se muestra en Figura N°26. 3.6.5 RESULTADOS DE GRAVIMETRIA El campo geotérmico de Ahuachapán se encuentra ubicado en un área circundante a una anomalía positiva 5 de mgal y una anomalía negativa que alcanza los -1.9 mGal esto en el mapa de anomalía de Bouguer (Figura N°24). La anomalía gravimétrica residual positiva se la puede mapear siguiendo el nivel de 0 mGal, quedado restringida hacia el NW por la falla Santa Rosa, hacia el NE y E por las fallas Los Ausoles y Santa Anita. Al S y SE está limitado por la cadena volcánica Las Ninfas-Hoyo de CuajusteLaguna Verde, mientras que al SW queda restringido por fallas con rumbo NO-SE. Figura N°25. Del análisis del mapa de deconvolución de Euler se identificaron principalmente las estructuras alineadas a la cadena volcánica con rumbo OSO-ENE. En la zona propia del campo geotérmico la deconvolución de Euler no logra identificar alineamientos principalmente por el espaciado de las estaciones (500 m. aproximadamente) Figura N°26. En el mapa de primera y segunda derivada se observa que los principales pozos productores se encuentran sobre una anomalía negativa del orden de -0.01248 para los valores de primera derivada y de -0.000041 eovots para la segunda derivada. Figuras N°28 y N°29. Además de la evaluación general del mapa de primera derivada de anomalía de Bouguer (Figura N°28) se puede observar 2 patrones de estructuras definidas y casi ortogonales entre si. La primera de ellas es la que tiene una orientación NE-SO y se corresponde claramente con las fallas Santa Rosa, Escalante etc. Mientras que el otro patrón de estructuras coincide con las fallas casi N-S o NNO, SSE evidenciada en las fallas Chipilapa, Talpetate, Buenavista y Los Ausoles entre otras. En el mapa de señal analítica, los pozos productores se encuentran en una anomalía positiva con valores superiores de 0.0077 mgGal/m2 y delimitan la zona que actualmente se encuentra en producción. También se observa que la anomalía positiva se extiende hacia el SO de la zona productora, por lo que no se descarta este sector como un área potencial geotérmico que debería ser explorado más profundamente (Figura N°30).

48

MODELO GEOFISICO CONCEPTUAL DEL CAMPO GEOTERMICO AHUACHAPAN A PARTIR DE DATOS GRAVIMETRICOS Y ELECTROMAGNETICOS (MT-TDEM)

Figura N° 24 Mapa de anomalía de Bouguer

49

MODELO GEOFISICO CONCEPTUAL DEL CAMPO GEOTERMICO AHUACHAPAN A PARTIR DE DATOS GRAVIMETRICOS Y ELECTROMAGNETICOS (MT-TDEM)

Figura N° 25 Mapa anomalía residual. 50

MODELO GEOFISICO CONCEPTUAL DEL CAMPO GEOTERMICO AHUACHAPAN A PARTIR DE DATOS GRAVIMETRICOS Y ELECTROMAGNETICOS (MT-TDEM)

Figura N° 26 Mapa de deconvolución de Euler.

51

MODELO GEOFISICO CONCEPTUAL DEL CAMPO GEOTERMICO AHUACHAPAN A PARTIR DE DATOS GRAVIMETRICOS Y ELECTROMAGNETICOS (MT-TDEM)

Figura N° 27 Mapa local anomalía residual campo geotérmico Ahuachapán

MODELO GEOFISICO CONCEPTUAL DEL CAMPO GEOTERMICO AHUACHAPAN A PARTIR DE DATOS GRAVIMETRICOS Y ELECTROMAGNETICOS (MT-TDEM)

Figura N° 28 Mapa de primera derivada del campo geotérmico Ahuachapán

52

MODELO GEOFISICO CONCEPTUAL DEL CAMPO GEOTERMICO AHUACHAPAN A PARTIR DE DATOS GRAVIMETRICOS Y ELECTROMAGNETICOS (MT-TDEM)

Figura N° 29 Mapa de segunda derivada campo del geotérmico Ahuachapán.

MODELO GEOFISICO CONCEPTUAL DEL CAMPO GEOTERMICO AHUACHAPAN A PARTIR DE DATOS GRAVIMETRICOS Y ELECTROMAGNETICOS (MT-TDEM)

Figura N° 30 Mapa de señal analítica del campo geotérmico Ahuachapán.

53

3.7 TEMPERATURAS DE POZOS A temperaturas moderadas, 0-200 ° C, la resistividad de soluciones acuosas disminuye con el aumento temperatura. La razón es que al aumentar la movilidad de los iones producidos por una disminución de la viscosidad del agua. La relación entre la resistividad y la temperatura de roca saturada con un electrolito ha sido descrito por Dakhnov (1962) como:

Donde : resistividad del fluido a la temperatura T (Ω.m); : resistividad del fluido a temperatura (Ω.m); : coeficiente de temperatura de la resistividad (° C-1); ≈ 0.023 ° C-1 para : 23 °C, y 0.025 °C-1 para : 0 ºC : temperatura de referencia (°C). A altas temperaturas, se da una disminución en la permitividad dieléctrica del agua, lo cual produce una disminución en el número de iones disociados en la solución. Por encima de 300 ° C, la resistividad del fluido comienza a aumentar (Quist y Marshall, 1968). Para el análisis de la variación espacial de la temperatura registrada en los pozos del campo geotérmico de Ahuachapán se utilizaron mapas y secciones de temperatura de pozos. En ellos se puede observar una anomalía de temperatura del orden de 250°C que se extiende hacia el SO, definiendo la zona de up-flow con rumbo SO-NE (Figuras N°32 y 33). Estas anomalías térmicas son correlacionables con las anomalías gravimétricas del mapa de señal analítica y con las zonas de bajas resistividades identificadas en los perfiles hasta una profundidad de 400 metros bajo el nivel del mar.

54

Mapa temperatura a 200 msnm

Figura N° 31 Mapa de temperatura a 200 msnm campo Ahuachapán

Mapa temperatura a 0 msnm

Figura N° 32 Mapa de temperatura a 0 msnm campo Ahuachapán

55

Mapa temperatura a -400 msnm

Figura N° 33 Mapa de temperatura a -400 msnm campo Ahuachapán

Perfil de temperatura 3D S3

Figura N° 34 Sección de temperatura 3D S3 56

Perfil de temperatura 3D S3

Figura N° 35 Sección de temperatura 3D3S

Perfil T° 3D NE4

Figura N° 36 Sección de temperatura 3D NE4

57

IV. MODELO CONCEPTUAL GEOFISICO 4.1 CARACTERISTICAS DE LA ROCA SELLO En las secciones de resistividades que cortan al campo geotérmico de Ahuachapán se puede apreciar la existencia de una capa superficial por encima de la roca sello que presenta resistividades entre 70 y 25 Ohm*m y se encuentra constituido por rocas piroclásticas, lavas alteradas y materiales coluviales (Unidad I). La roca sello presenta resistividades menores de 13 Ohm*m y está representada por las unidades II y III formadas por rocas piroclásticos y andesitas Pleistocenas de la Fm San Salvador y las andesitas Ahuachapán. Como se puede ver en la sección EW de resistividad (Figura N°16), existe una estructura tipo graben, la cual se extiende hasta los -400 msnm en el sector Oeste. Esta estructura, caracterizada por un bajo resistivo, podría estar relacionada a una chimenea secundaria. Según los perfiles de temperatura esta zona presentaría temperaturas entre 100 a 170 °C. Esta área se encuentra vinculada con otra anomalía de bajas resistividades (menor a 13 Ohm*m) ubicado al Este, en la zona de Tortuguero-Termophilas, donde se ha identificado manifestaciones hidrotermales con temperaturas mayores a 90 °C. Dicha área representaría una interesante zona a explorar, ya que la anomalía de resistividad se encuentra abierta hacia el Este. 4.2 CARACTERISTICAS DEL RESERVORIO Y EL BASAMENTO Según las secciones de resistividad, la roca reservorio presenta valores de resistividad entre 13 y 80 Ohm*m. En la Figura N°16, se puede observar que el área del campo geotérmico de Ahuachapán presenta la forma de una cubeta, lo cual puede ser interpretado como el colapsamiento de una chimenea secundaria en forma de embudo. La roca reservorio está constituida geológicamente por las andesitas fracturadas (base de la unidad III). Las bajas resistividades que presentan las rocas del reservorio se debería principalmente a la presencia de fluidos salinos en el sistema de roca; este contenido salino hace que se presente un reservorio con resistividades bajas de hasta 12 Ohm*m. El reservorio se emplazaría hasta una profundidad de -3500 msnm en el sector Este de la Figura N°16 (Zona Tortuguero-Termophilas) Las temperaturas registradas en el reservorio oscilan entre los 200 a 270 °C. Considerando las resistividades de las rocas del reservorio y sello, se puede deducir que no existe una diferencia marcada entre las resistividades de ambas capas, por el contrario, se puede apreciar una similitud entre ambas resistividades o bien un cambio gradual de las mismas.

58

El basamento estaría constituido por rocas con resistividades mayores a 120 Ohm*m, correlacionables con las brechas, aglomerados y andesitas no fracturadas de la Fm Bálsamo. 4.3 CARACTERISTICAS DE LA FUENTE DE CALOR Para definir la ubicación de la fuente de calor se identificaron las anomalías negativas de gravedad en los mapas residuales. En estos mapas se puede observar que las anomalías negativas coinciden con las zonas de chimenea de los edificios volcánicos actuales. Si se consideran a las chimeneas volcánicas como las estructuras que vinculan la cámara magmática con la superficie, se podría correlacionar las anomalías gravimétricas negativas con la presencia de un intrusivo magmático. En este caso las anomalías gravimétricas negativas son del orden de los 6 mGal, Figura N°25. Atendiendo este criterio se definen dos fuentes de calor principales una estaría ubicada al Sur de la Laguna Las Ninfas. La otra fuente estaría ubicada al Sur de la manifestación Tortuguero, ésta última en la sección de resistividad de la Figura N°16, presenta valores bajos del orden de los 13 Ohm*m. Los bajos valores de resistividad, en este caso, pueden deberse a un intenso proceso de alteración en la zona cercana a la chimenea volcánica.

59

MODELO GEOFISICO CONCEPTUAL DEL CAMPO GEOTERMICO AHUACHAPAN A PARTIR DE DATOS GRAVIMETRICOS Y ELECTROMAGNETICOS (MT-TDEM)

Figura N° 37 Mapa del modelo conceptual del campo geotérmico Ahuachapán.

60

4.4 PRINCIPALES ESTRUCTURAS QUE FAVORECEN LA CIRCULACION, LA RECARGA Y LA DESCARGA DEL SISTEMA Atendiendo que las principales zonas de recarga son las lagunas Las Ninfas y Laguna Verde las principales estructuras que favorecen la recarga del sistema son las estructuras de rumbo NO-SE como las fallas La Planta, Buenavista, Los Ausoles, Providencia. Por otro lado la principal estructura que controla es sistema de descarga ubicado al Norte del campo, es la falla Chipilapa. Dicha falla se encuentra bien definida en los mapas de gravimetría a través un lineamiento de rumbo Norte-Sur En resumen, del análisis de los datos geofísicos se pudo determinar que la fuente de calor del sistema geotérmico Ahuachapán se ubica al Sur del campo en las inmediaciones del volcán Laguna Verde La roca sello presenta resistividades menores a 13 Ohm*m y corresponde a piroclastitas y andesitas de la Fm San Salvador El reservorio presenta resistividades variables de 13 a 80 Ohm*m y es correlacionable con rocas andesíticas fracturadas de la unidad III en la zona norte del campo y con el techo de la unidad IV en la zona Sur. La zona de recarga lo constituye las Lagunas Las Ninfas y Laguna Verde, favorecida por las estructuras de rumbo NW-SE mientras que la zona de descarga ubicada al Norte es controlada por la falla Chipilapa

61

V. CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES Se establecieron los límites estructurales que regulan el campo geotérmico. Por el Este está limitado por la falla Escalante-Chipilapa la cual se claramente evidente en el mapa de primera derivada de anomalía de Bouguer. Por el Norte y NO los límites lo constituyen las fallas Santa Rosa y El Carmen. Finalmente los restantes 2 límites son menos marcados y corresponden a la falla San Carlos por el Sur y la falla Los Ausoles que limita el campo por el Oeste. La roca reservorio presenta valores de resistividad entre 13 y 80 Ohm*m. El área del campo geotérmico de Ahuachapán presenta en subsuelo la forma de una cubeta, lo cual puede ser interpretado como el colapsamiento de una chimenea secundaria en forma de embudo. La roca reservorio está constituida geológicamente por las andesitas fracturadas. La zona de Tortuguero-Termophilas, presenta un bajo resistivo abierto hacia el Este (del orden de 13 Ohm*m) similares a las del campo Ahuachapán, por lo que constituye un área interesante para explorar .En esta zona también se identificaron manifestaciones hidrotermales con temperaturas mayores a 90 °C. Para este campo no se puede aplicar el modelo teórico que considera bajos resistivos para la capa sello y altos resistivos para la zona de reservorio, debido principalmente a la fuerte alteración que afectaron a la capa sello y reservorio. Las bajas resistividades que presentan las rocas del reservorio se debería principalmente a la presencia de fluidos salinos en el sistema de roca; este contenido salino hace que se presente un reservorio con resistividades bajas de hasta 12 Ohm*m. Los fluidos de la zona de recarga aprovechan las estructuras con rumbo NW-SE, mientras que la descarga está controlada por estructuras N-S como la falla Chipilapa. Para identificar la fuente de calor se utilizó el mapa de anomalía residual de Bouguer el cual estaría caracterizado por anomalías negativas del orden de los -6 mGal, asociado a zonas de chimeneas de edificios volcánicos, ubicadas al Sur del campo Ahuachapán en las inmediaciones de la laguna Las Ninfas y al SE del campo en la zona de Tortuguera-Termophilas. Se identificó como zona favorable para la expansión del actual campo geotérmico Ahuachapán el área ubicada al SO de los principales pozos productores. Esta zona fue determinada con anomalías de temperatura en profundidad del orden de 250 °C, anomalías de gravedad positivas en los mapas de señal analítica y residual. También se observa que esta zona presenta valores de resistividad aceptables para un reservorio, entre 37.1 a 80 Ohm*m

62

AGRADECIMIENTOS Agradecemos en primer lugar a nuestras familias por el cariño e incondicional apoyo que nos brindaron para llevar adelante este Diplomado. A las instituciones UES, LaGeo, CNE, BID y NDF que hicieron posible la realización de este proyecto muchas gracias por su apoyo y por brindarnos la oportunidad de completar estos estudios que sin duda aportara en gran medida a nuestro crecimiento profesional. A nuestro asesor, coordinadores del Programa Regional de Entrenamiento Geotérmico y profesores por las enseñanzas brindadas y por habernos tratado de la mejor manera durante el transcurso de nuestros estudios. A nuestros compañeros por haber compartido todo este tiempo de residencia en El Salvador y habernos apoyado en todo momento. Finalmente un agradecimiento muy especial a las instituciones INGEMMET y ADI-NQN por confiar en nosotros y brindarnos la oportunidad de participar en este Diplomado.

REFERENCIAS CAGNIARD, L., 1953. Basic Theory of the magneto-telluric method of geophysical prospecting. Geophysics, Vol. 18:3, pp 205-263. CEL, 1994. Chemistry discharge of the CH-D well. CEL, Geothermal Resources Division, El Salvador, Internal Report CORBO, F., 2006. Modelo geofisico del acuifero Guaraní: Zona comprendida entre Uruguay y Argentina. Tesis de Maestria. Postgrado den Ciencias de la Tierra, UNAM, pp 152. DOBRIN, M., y SAVIT, C., 1988. Introduction to geophysical prospecting. McGraw-Hill Book Co., pp 867. GABAS, A., 2003. Nous aspectos metodològics en l’exploracion elèctrica i electromagnètica. Tesis doctoral. Doctorat en Ciencies de la Terra. Universitat de Barcelona, pp 254. GEOSOFT., 2010. Montaj Mapmap Filtering. Tutorial and user guide, pp 79 GOMEZ MARTINEZ, D., 2012. Modelamiento de reservorios magmáticos del volcán Azufral (departamento de Nariño), a partir de anomalías de campos potenciales. Tesis de Magister en Geofísica. Universidad Nacional de Colombia. GONZALEZ, E., TORRES, V., BIRKLE, P., ARELLANO, V., CAMPOS, A., 1995. Geology of the Ahuachapan-Chipilapa, El Salvador C.A. Geothermal Zone. GONZALEZ, E., RENTERIA, D., FAZ, P., GARDUÑO, V., CANUL, R., CONTRERAS, E., GUEVARA, M., IZQUIERDO, G., 1991. Informe Final del Estudio Geovulcanológico del Área Ahuachapán-Chipilapa. Proyecto CEL-1771, VNG-IF-003-C3, Vol 1, pp. 1-114. JONSSON, J., 1970. Report on geological investigation in Ahuachapan. UNDP, internal report. KEATING, P., 1998. Weighted Euler deconvolution of gravity data. Geophysics, Vol. 63, pp 15951603. 63

KÜHNEN, F., y FURTWÄNGLER, P., 1906. Bestimmung der Absoluten Grösze der Schwerkraft zu Postdam mit Reversionspendeln. In: IAG Conferences. Berlin. MONTALVO, F., 1994. Geochemical evolution of the Ahuachapán geotermal field, El Salvador, CA. Geothermal Training Programme. The United Nations University. Reports 1994. Number 9. ORELLANA, E., 1974. Prospeccion geoelectrica por campos variables. Ed. Paraninfo, Madrid, España, pp 475. POUS, J., y MARCUELLO, A., 2003. El método magnetotelúrico: descripción y aportación en investigaciones de ámbito regional. Boletín Geológico y Minero Madrid. España, 114(1): pp5-16. QUIST, A., y MARSHALL, W., 1968. Electrical conductances of aqueous sodium chloride solution from 0 to 800°C an at pressure to 4000 bars. Journal of Physics and Chemistry N°72, pp 684-703. REID, A.B., ALLSOP, J.M., GRASNER, H., MILLET, A.J., SOMERTON, I.W., 1990. Magnetic interpretation in three dimensions using Euler Deconvolution. Geophysics Vol.55 N°1, pp 8-91. ROY, L., AGARWAL, B., y SHAW, R., 2000. A new concept in Euler deconvolution of isolated gravity anomalies. Geophysical Prospecting, Vol. 48, pp 559-575. SIMPSON, F. y BAHR, K., 2005. Practical magnetotellurics. Cambridge University Press, Cambridge, pp 254. TELDFORD, W., GELDART, L. y KEYS, D., 2004. Applied geophysics, Cambridge University press. Cambridge, version digital, pp 860. THEODORE, R., y RANDALL, L., 1989. Three dimensional magnetotelluric modeling and inversión, Vol. 77, N°2. THOMPSON, D., 1982. EULDPH: A new technique for making computer assisted depth estimates from magnetic data. Geophysics Vol. 47, pp 31-37. TIKHONOV, A., 1950. Determination of the electrical characteristics of the earth’s crust. Dokl. Akad. Nuak, USSR, Vol. 73, pp 295-297 TORRES, V., 1991. Informe Final Hidrogeológico. HDG-IF-006-C-I-I. Final Report for the Instituto de Investigaciones Eléctricas, Cuernavaca, México, 409 pp. TURCOTTE, D. y SCHUBERT, G., 1982. Geodynamics, Applications of Continuum Physics to Geological Problems. John Wiley & Sons. USA, pp 198-230. URRUTIA, J., TORRES, V., GONZALEZ, E., 1991. Magnetoestratigrafía volcánica del campo geotérmico Ahuachapán-Chipilapa, El Salvador CA GEOS, Extraordinary Edition for the Annual Meeting of the Mexican Geophysical Union. Vol.11, pp 23-24. VOZOFF, K., 1972. The magnetotelluric method in the exploration of the sedimentary basins. Geophysics 37(1): pp 98-141. ZHANG, CH., MARTIN, F., REID, A., FAIRHEAD, J. and ODEGARD, M., 2000. Euler deconvolution of gravity tensor gradient data. Geophysics, Vol. 65, N°2 (March-April 2000); pp 512520.

64

ANEXOS

65

66

67

68

MODELO GEOFISICO CONCEPTUAL DEL CAMPO GEOTERMICO AHUACHAPAN A PARTIR DE DATOS GRAVIMETRICOS Y ELECTROMAGNETICOS (MT-TDEM)

69

MODELO GEOFISICO CONCEPTUAL DEL CAMPO GEOTERMICO AHUACHAPAN A PARTIR DE DATOS GRAVIMETRICOS Y ELECTROMAGNETICOS (MT-TDEM)

70