ARTÍCULOS
Sistema geotermal de despoblados determinado a partir de datos magnetotelúricos, valle del Cura, San Juan
Hernan Barcelona, Alicia Favetto, Gisel Peri, Cristina Pomposiello y Héctor Ostera
Instituto de Geocronología y Geología Isotópica-CONICET. Ciudad Autónoma de Buenos Aires, Argentina. Email: Hernan Barcelona, h.lidenbrock@gmail.com
RESUMEN
El Valle del Cura se emplaza dentro de un sistema de corrimientos N-S en la alta cordillera de San Juan. Este valle presenta manifestaciones geotermales variadas destacándose los manantiales hipertermales de Despoblados. El objetivo de este trabajo fue estudiar el fenómeno geotermal mediante magnetotelúrica de alta resolución para resolver la geometría del sistema en profundidad. Se midió alta frecuencia (1000 - 10 Hz) en 47 sitios y banda ancha (10 - 0,03 Hz) en 18 sitios. Se efectuó un procesamiento robusto de la señal y un análisis estándar de sus propiedades. Inversiones 2-D permitieron caracterizar la distribución de la resistividad eléctrica del subsuelo mediante 5 modelos luego integrados en uno pseudo 3-D. Los modelos definen dos anomalías conductivas, una de ellas directamente vinculada con los manantiales calientes y la otra sin expresión superficial. Ambas evidencian un fuerte control estructural y una circulación profunda de fluidos geotermales. El modelo del sistema geotermal propuesto para Despoblados implica zonas de surgencia tipo plumas canalizadas por las fallas que controlan la geometría del valle y zonas de recarga asociadas a los corrimientos principales, por donde se infiltra agua meteórica. No existe evidencia de un nivel estratigráfico somero que conforme el reservorio, aunque no se descarta la existencia de uno más profundo. La circulación profunda de fluidos bajo un gradiente geotérmico normal favorecería la convección, aunque no se descarta que esté localmente controlada por una anomalía térmica remanente del volcanismo del Cerro de Vidrio (1,5Ma). Finalmente, se abren interrogantes sobre la existencia de un sistema geotermal mayor que integre todas las manifestaciones de Valle del Cura.
Palabras clave: Geotermia; Magnetotelúrica; Circulación profunda de fluidos.
ABSTRACT
Geothermal system of Despoblados by magnetotelluric data, Valle del Cura, San Juan
Valle del Cura develops within a N-S thrust system in the high cordillera of San Juan. This valley has various geothermal manifestations,
where the hot springs of Despoblados are highlighted. The aim of the work was to study the geothermal phenomenon
by magnetotellurics, in order to obtain the geometry of the system in depth. High frecuency (1000 - 10 Hz) and broad
band (10 - 0.03 Hz) were recorded in 47 and 18 sites. Robust signal processing and standard parameters analysis were performed.
2-D inversion of the data was carried out to obtain the electrical resistivity distribution through five models and a single
pseudo 3-D model. The models defined two conductive anomalies, one directly linked with the hot springs and the other one
without superficial manifestation. Both anomalies show structural control and a deep circulation of geothermal fluids. The
proposed Despoblados geothermal system has plumes like upwelling zones channeled by faults that surround the valley and
downwelling zones linked to the main thrusts, were the meteoric water leaks. Although there is no evidence of shallow lithostratigraphic
level as reservoir, is not discarded the existence of one bellow 4000 m depth. The geothermal fluid circulation
could be by normal geothermal gradient convection or favored by a remnant thermal anomaly from the Cerro de Vidrio volcanic
event (1.5 Ma). Finally, some questions remains about the existence of a main geothermal systems that groups the apparent
isolated manifestations on Valle del Cura.
Keywords: Geothermics; Magnetotellurics; Deep fluid circulation.
INTRODUCCIÓN
Los sistemas geotermales de alta entalpía comúnmente se relacionan a anomalías térmicas subsuperficiales someras producto de actividad volcánica. El Valle del Cura está situado en la cordillera principal sobre el segmento de subducción subhorizontal pampeano, que se caracteriza por ausencia de actividad volcánica (Kay et al. 1991). Sin embargo, en el Valle del Cura hay variadas evidencias de manifestaciones geotermales (Fig. 1a). De estas evidencias se destacan los manantiales hipertermales del valle de Despoblados, sobre el segmento septentrional del valle. Las características geoquímicas generales de los manantiales fueron relevadas y recopiladas por Pesce y Miranda (2003). Aunque los geotermómetros determinaron en forma preliminar temperaturas en la fuente superiores a 180°C, no hay estudios detallados sobre este potencial campo geotermal y se desconoce el alcance del fenómeno en profundidad. El método magnetotelúrico determina la conductividad eléctrica del subsuelo y particularmente en geotermia, permite caracterizar la geometría y los controles estructurales del sistema, delimitar la ubicación y extensión del reservorio, establecer los patrones de infiltración y ascenso de fluidos y definir la conexión con las manifestaciones geotermales superficiales (Newman et al. 2008, Bibby et al. 2009, Spichak y Manzella 2009, Bertrand et al. 2013, Muñoz 2013). La magnetotelúrica es una herramienta valiosa y comúnmente aplicada durante la exploración, la prospección y la posterior caracterización de recursos geotermales.
Figura 1: a) Ubicación de la zona de estudio, principales aspectos fisiográficos y manifestaciones geotermales en Valle del Cura. b) Mapa geológico simplificado del
área de Despoblados (basado en Winocur 2010, Winocur et al. 2014).
El recurso geotermal en Argentina esta
subdesarrollado y actualmente las áreas
más atractivas se encuentran poco exploradas.
Incluso zonas inicialmente desestimadas
pueden ocultar el potencial en
forma de sistemas no convencionales (i.e. recursos de energía geotérmica no tradicionales).
Tal puede ser el caso del Valle
del Cura. Los escasos estudios magnetotelúricos
aplicados a campos geotermales
vinculados con la actividad volcánica se
realizaron en la zona de Copahue (Mamaní
et al. 2000) y en la zona de Tuzgle (Sainato
y Pomposiello 1997). Asimismo, algunas
áreas geotermales no relacionadas
con la actividad volcánica se prospectaron
en las provincias de Tierra del Fuego
(Borzotta et al. 1997), Entre Ríos (Favetto et al. 2005), La Rioja (Mamaní et al. 2013) y
Salta (Barcelona et al. 2013).
El objetivo de este trabajo fue estudiar el
fenómeno geotermal en el valle de Despoblados
para resolver la geometría del
sistema en subsuelo. La hipótesis de trabajo
propone que las manifestaciones
geotermales en Despoblados se corresponden
con un sistema profundo de circulación
de fluidos. Para contrastar esta
hipótesis se caracterizó la distribución de
la resistividad eléctrica en subsuelo mediante
un estudio magnetotelúrico de alta
resolución. Los datos magnetotelúricos
recolectados fueron procesados por
métodos robustos y sometidos un análisis
estándar de la distorsión y dimensionalidad.
Inversiones 2-D del conjunto de
datos aportaron los modelos de resistividad
eléctrica finales. A partir de los resultados
obtenidos se realizaron inferencias
geológicas y se caracterizaron distintos elementos del sistema geotermal. Por último,
se presenta un modelo conceptual
del sistema geotermal de Despoblados
considerándose el marco geológico estructural
de la región.
MARCO GEOLÓGICO Y GEOTERMAL
El Valle del Cura, ubicado al noroeste de
la provincia de San Juan, tiene como principal
característica morfoestructural su
desarrollo con dirección N-S por encima
de los 3800 m s.n.m. Está circundado
al este por la cordillera de Colangüil y
al oeste, por una zona triangular constituida
por corrimientos de vergencias y retrovergencias
que se corresponde con el
límite entre Argentina y Chile (Charchaflie
2007). El origen del valle está vinculado
a distintos estadios que favorecieron el
apilamiento tectónico y levantamiento de
la cordillera principal de los Andes durante
el Oligoceno-Mioceno. Dos regímenes
de esfuerzos fueron definidos durante
ese periodo: un régimen extensional Oligoceno-
Mioceno temprano que controla
el magmatismo coetáneo y un régimen
compresivo vinculado a la horizontalización
Miocena de la losa subducida (Jordan
y Allmendinger 1986, Ramos et al. 1989,
Kay et al. 1991, Winocur et al. 2014). Esta
última fase compresiva originó la morfología
actual de crestas y valles longitudinales
de las fajas plegadas y corridas del
Valle del Cura. En este contexto se destaca
Despoblados como una morfoestructura
deprimida de geometría triangular a
romboédrica y con desarrollo noroestesudeste.
La distribución de las unidades geológicas
en el valle de Despoblados está representada
en el mapa geológico de la figura
1b. El basamento de la región, que yace
sobre metasedimentitas paleozoicas, está
constituido por el Grupo Choiyoi de
edad permotriásica y aflora al norte y noroeste
de Despoblados (Mpodozis y Kay
1992). Por encima de este grupo y en discontinuidad
yacen los depósitos del grupo
Doña Ana (Maksaev et al. 1984). Este
grupo está compuesto en las cercanías
a Despoblados por los depósitos volcánicos
bimodales de las Formaciones Tilito
y Escabroso (Litvak 2009). Recientemente,
Winocur et al. (2014) determinaron que
los términos tobáceos y depósitos volcánicos
retrabajados de la Formación Valle
del Cura son concomitantes, y de un ambiente
de retroarco, a la correspondiente
signatura de arco Oligoceno a Mioceno
temprano que presenta el Grupo Doña
Ana. Por otro lado, depósitos conglomerádicos
de la Formación Río La Sal fueron
identificados principalmente a lo largo
de la Cordillera de la Brea (Limarino et
al. 1999, Nullo y Marín 1990, Malizia et al.
1997). La edad de estos depósitos es controversial
(ver discusiones en Winocur
2010, Winocur et al. 2014), aunque un pequeño
afloramiento al noroeste de Despoblados
muestra que la unidad yace en
discordancia sobre el Grupo Choiyoi. Rocas
basalto-andesitas y dacitas de la Formación
Cerro de las Tórtolas se encuentran
ampliamente extendidas a lo largo
del Valle del Cura y atestiguan la actividad
volcánica de arco durante el Mioceno
inferior y medio (Maksaev et al. 1984,
Litvak y Poma 2014). Inmediatamente al
oeste del valle de Despoblados afloran ignimbritas
de la Formación Vacas Heladas
asignadas al Mioceno medio al superior
(Bissig et al. 2001). Las riolitas del Cerro
de Vidrio, ubicado a 3 km al noroeste del
valle de Despoblados, tienen una edad de
2 Ma y atestiguan la más reciente manifestación
magmática identificada en el Valle
del Cura (Bissig et al. 2002a).
Las estructuras dominantes en el Valle
del Cura están constituidas por una serie
de corrimientos N-S de distintas edades.
Representan fallas normales Permo-
Triásicas y/o Oligocenas reactivadas e
invertidas en distinto grado a partir del
Mioceno, durante la última gran fase
compresiva andina (Nullo y Marín 1990,
Alonso et al. 2011, Winocur et al. 2014).
Estos corrimientos levantaron durante el
Mioceno-Plioceno varias cordilleras que
circundan y confluyen en el valle de Despoblados.
El margen norte de Despoblados
está constituido por el segmento sur
de la cordillera de la Ortiga (Nullo y Marín
1990). El margen sur de Despoblados
corresponde al extremo septentrional de
la cordillera del Zancarrón, cuyo segmento
oriental se terminó de configurar durante
el Plioceno (Limarino et al. 1999).
Además, hacia el este, sobre la naciente
del arroyo Despoblados, se encuentra la
cordillera de la Brea, formada previo al
Mioceno medio (Winocur 2010).
El nivel de despegue de estos corrimientos
fue estimado por distintos autores
y varía entre los 5 y 10 km de profundidad,
asociado a la interfase entre el Grupo
Choiyoi y las metasedimentitas paleozoicas
(Moscoso y Mpodozis 1988, Allmendinger
et al. 1990, Nullo y Marín 1990, Winocur
2010). La corteza superior tiene
alta permeabilidad en este contexto, por
lo menos hasta la transición frágil-dúctil
(Manning y Ingebritsen 1999). Cuando la
relación de la permeabilidad de las fallas y
permeabilidad de la corteza es alta, tal como
se infiere en Valle del Cura, los fluidos
se canalizan por las fallas y por las zonas
de despegue de las láminas de corrimiento.
Por otro lado, la zona de despegue puede
presentar algún grado de cataclasis, lo
que aumenta su permeabilidad y su capacidad
de alojar fluidos. Un fenómeno común
es que el flujo canalizado por estas
zonas tienden a formar fuertes gradientes
térmicos tanto verticales como horizontales
(Gottardi et al. 2013). El método
magnetotelúrico es muy eficaz para diagnosticar
fluidos en la zona de despegue
y se evidencia mediante una importante
disminución de la resistividad eléctrica
por debajo de los 8 km de profundidad
(Wannamaker 2000).
La estructura que controla el valle de Despoblados
flanquea el margen sur y está representada
por el lineamiento Veladero-
Despoblados, con rumbo N120° y cuya
última reactivación evidencia una cinemática
sinestral (Winocur 2004, Charchaflie
2007). Este lineamiento distorsiona
y controla la traza de los corrimientos
y algunos de ellos se truncan en él (e.g. el
corrimiento al sureste de Despoblados).
En general, las zonas donde múltiples fallas
se intersectan, como el caso de Despoblados,
constituyen controles estructurales
principales para la surgencia de
fluidos hidrotermales y geotermales. En
este sentido, varios estudios precisaron
la relevancia y el rol del lineamiento Veladero-
Despoblados durante eventos hidrotermales
significativos así como en la
mineralización aurífera subordinada (Jones
et al. 1999, Bissig et al. 2002b). Por otro
lado, una serie de fallas conjugadas a este
lineamiento controlan el margen norte
de la depresión y se acuñan sobre el mismo
hacia el este. Se destaca también un lineamiento
de rumbo N30° que delimita
Despoblados hacia el noroeste y que morfológicamente,
marca una diferencia de
altitud mayor a 200 m con el valle mediante
una pendiente de 18°. La cinemática de
esta falla no está clara, pudiéndose interpretar
como normal o inversa. Por último,
un grupo de lineamientos secundarios
menores fueron identificados sobre el
depocentro mediante modelos de elevación
digital y posteriormente constatados
en el terreno. Considerándose las estructuras
principales y subordinadas, el depocentro
de Despoblados puede interpretarse
como una cuenca tipo pull-apart.
Las manifestaciones geotermales en Valle
del Cura son variadas y se destacan los
manantiales de agua caliente, las piletas
con diámetro mayor al metro en Bañitos
y el fisure ridge travertines de Gollete que por
su poca propagación desarrolló una forma
cónica. Todas estas manifestaciones
presentan una intensa exhalación de gases
y una distribución espacial norte-sur,
en un rango de 60 km. En Despoblados,
las principales manifestaciones geotermales
activas están ubicadas hacia el margen
sur del depocentro, concordante con el lineamiento
Veladero-Despoblados. Están
constituidas por surgencias hipertermales,
con temperaturas superiores a 73ºC,
fuerte emisión de gases y un pH de 6,5.
Alrededor de las manifestaciones actuales
se depositan mantos carbonáticos que
se encuentran parcialmente afectados por
procesos pedogenéticos y que ocasionalmente
forman piletas donde se desarrolla
vegetación. Se destaca la ausencia de
depósitos silíceos, típicos de precipitados
coloidales proveniente de fuentes de
alta entalpía. Pesce y Miranda (2003) recopilaron
la información existente sobre
la geoquímica de estas manifestaciones y
las clasificaron como aguas cloruradas sódicas.
Además, geotermómetros catiónicos
convencionales calculados según distintos
autores (p.ej. Tonani 1980, Fouillac
y Michard 1981, Amorson et al. 1983) dieron
valores cercanos a los 190ºC. Este valor
representa la temperatura de equilibrio
y estabilidad entre los minerales de la roca
caja y el fluido, por lo que pueden ser interpretados
como indicadores de la temperatura
del reservorio.
En el contexto geofísico de este trabajo,
cabe mencionar que la resistividad eléctrica
de las rocas depende de la distribución
de minerales, su porosidad y el grado
de saturación, salinidad y temperatura
de los fluidos. Numerosos autores han recopilado
los valores de resistividad eléctrica
obtenidos en laboratorio para distintos
tipos de rocas, minerales y fluidos
(Orellana 1972, Palacky 1988, Zhdanov
y Keller 1994, Simpson y Bahr 2005, entre
otros). A grandes rasgos, las rocas volcánicas
tienden a tener valores de resistividad
eléctrica en el orden 102 Ω.m, las
rocas tobáceas y sedimentarias, 101 Ω.m
y las rocas saturadas en fluidos salinos,
100 Ω.m. Sin embargo, esta segmentación
puede verse distorsionada por la porosidad
secundaria del material y por el grado
de alteración hidrotermal. Estos dos factores,
se encuentran ampliamente diseminados
en las rocas de Despoblados (Bissig
et al. 2001). En consecuencia, la respuesta
teórica de la columna litoestratigráfica de
la zona estudiada se simplifica como un
medio altamente resistivo que localmente
puede disminuir significativamente su
valor debido a la presencia de discontinuidades,
efectos de alteración hidrotermal o
por la presencia de fluidos someros o en
profundidad.
METODOLOGÍA
Método magnetotelúrico
La magnetotelúrica es una técnica no invasiva
de exploración geofísica que utiliza
las variaciones geomagnéticas naturales
como fuente de energía para la inducción
electromagnética en subsuelo (Simpson y
Bahr 2005). La fuente del campo electromagnético
proviene de la actividad de las
tormentas eléctricas para frecuencias mayores
a 10 Hz y de la interacción del plasma
solar con la ionósfera y magnetósfera
para frecuencias menores a 1 Hz. El método
se basa en la medición simultánea de
las variaciones naturales de los campos
magnético (H) y eléctrico (E) en direcciones
ortogonales ente sí, en un punto sobre
la superficie de la tierra. Por otro lado, el
método audiomagnetotelúrico es una extensión
de la magnetotelúrica que sólo difiere
en el rango de frecuencias que utiliza
(>10 Hz).
A partir de la transformada de Fourier se
realiza un análisis espectral donde los datos
obtenidos en el dominio del tiempo
pasan al de frecuencias. A posterior, se
define la impedancia, Z, como el cociente
entre las componentes horizontales de E
y H, que conforman un tensor complejo
de segundo orden. Relacionados por Z,
las componentes horizontales de los campos
permiten la obtención de la resistividad
aparente (ρ) y la fase en función
de la frecuencia (Berdichevsky y Zhadanov
1984) y mediante funciones de transferencia,
se puede determinar la resistividad
eléctrica en profundidad.
La profundidad de penetración de los
campos electromagnéticos en subsuelo
(skin depth, δ) se relaciona directamente
con la resistividad en profundidad e
inversamente con la frecuencia de las ondas.
Por lo tanto, a mayor resistividad del
medio mayor es la penetración de la señal.
Asimismo, las altas frecuencias son
atenuadas cerca de la superficie, mientras
que frecuencias más bajas alcanzan profundidades
mayores.
Muestreo magnetotelúrico
Para la definición de la ubicación y el arreglo
geométrico de la grilla de muestreo
se consideraron las observaciones geológicas
en el terreno, la interpretación de
imágenes satelitales así como también datos
previos inéditos de sondeos eléctricos
verticales. El lineamiento Veladero-Despoblados
constituyó el criterio principal
para la configuración de la grilla dado que
conforma un rasgo estructural de primer
orden. Por otro lado, aspectos inherentes
al método magnetotelúrico fueron considerados.
Particularmente, fue conveniente prolongar las secciones hasta los límites
del depocentro de Despoblados para obtener
contrastes en los valores de resistividad
eléctrica y facilitar el proceso de inversión.
Se estableció un total de 47 sitios de muestreo
distribuidos en cinco secciones con
dirección SO-NE y manteniendo una
equidistancia entre estaciones inferior a
400 m (Fig. 2). Los extremos de las secciones
se extendieron hasta los márgenes del
depocentro de Despoblados y el perfil
más septentrional sigue una traza paralela
al margen norte de la depresión. Los sitios
fueron relevados mediante dos equipos
de adquisición de datos. El equipo de
audiomagnetotelúrica STRATAGEM de
Geometrics se utilizó en todos los sitios para
registrar la señal en altas frecuencias
(1000 Hz a 10 Hz). Adicionalmente, estas
mediciones fueron complementadas
en 18 sitios con el equipo magnetotelúrico
de banda ancha EMI MT24 de Geometrics,
con el que se registró frecuencias menores
a 0,03Hz. En todos los sitios se referenció
a partir del norte magnético y las componentes
horizontales de los campos magnético
y eléctrico fueron medidas con direcciones
definidas como x al norte e y al
este. La apertura de los dipolos fue de 60
m en los sitios de alta frecuencia y de 80 m
en los sitios de banda ancha.
Figura 2: Ubicación de las estaciones magnetotelúricas según el rango de frecuencias y las secciones
utilizadas durante las inversiones 2-D. Los guiones bajo los triángulos indican los sitios representados en
las curvas de la figura 6.
Procesamiento y análisis de distorsión
y dimensionalidad
Los datos magnetotelúricos recolectados
por el equipo MT24 fueron analizados
con el software Acq24 de EMI Instruments
Inc. Para obtener la mayor relación
señal-ruido de la señal también se corrió
el código de procesamiento robusto desarrollado
por Egbert y Booker (1987). Los
datos audiomagnetotelúricos se adquirieron
mediante el software IMAGEM,
que permitió el procesamiento preliminar
in situ de la señal electromagnética registrada.
Luego de la inspección visual de
las series temporales, se filtró la señal, se
aplicó una ganancia a cada canal (E y H),
se calculó el tensor de impedancia Z, se
resolvió la función de transferencia y se
calcularon los valores de resistividad aparente
y fase de la señal. Más de treinta segmentos
de series temporales para cada banda de frecuencia fueron utilizados para
el análisis robusto de la señal. Además,
el umbral de coherencia seleccionado para
los campos E y H fue 0,7. De esta forma,
sólo segmentos con buena relación
señal-ruido fueron obtenidos.
La distorsión y dimensionalidad se estimó
mediante parámetros de asimetría.
Swift (1967) definió el skewSWIFT, como la
relación entre la traza y la diagonal secundaria
del tensor de impedancia. En el caso
de un medio indiferenciado 1D/2D el valor
es cero, mientras que si hay una anomalía
local 3-D el valor es mayor a 0,2-
0,3 (Reddy et al. 1977, Bahr 1991). Otro
parámetro de asimetría es el phase-sensitive
skew(skewBAHR) definido por Bahr (1988).
Este parámetro mide la diferencia de fase
entre cada par de elementos del tensor
y tiene la particularidad de ser menos
sensible a ciertas fuentes de distorsión (p.
ej. distorsión galvánica). En el caso de un
medio perfectamente 2-D el phase sensitive
skew valdrá cero, mientras que valores por
encima de 0,3-0,4 pueden considerarse
un indicador de distorsión 3-D.
Ambos parámetros fueron utilizados debido
a que son complementarios para suponer
un medio 2-D (Berdichevsky y
Dmitriev 2008).
La figura 3 muestra los
valores de SkewSWIFT y skewBAHR para cada
frecuencia del conjunto de estaciones
de sondeo. Se graficaron las envolventes
de los errores estándar de las medias y las
desviaciones estándar poblacionales, a fin
de cuantificar los valores medios pesados
por la cantidad de valores y la amplitud
de la distribución de valores para cada
frecuencia. Ambos parámetros tienen
un comportamiento similar con la frecuencia.
El conjunto de datos obtenidos
por audiomagnetotelúrica (< 0,1 s) tiene
un comportamiento muy homogéneo y
claramente por debajo del umbral. A períodos
superiores al segundo hay mayor
dispersión del skew. Esta tendencia viene
acompañada por un leve incremento del
valor medio, lo que supone un comportamiento
parcialmente 3-D del medio. Además,
entre 0,1 y 1 s la distorsión observada
se corresponde con el dead band (i.e. amplitud
de frecuencias donde la intensidad de
las ondas electromagnéticas es mínima).
Sin embargo, la mayoría de los valores de skew son pequeños y se asume un medio
2-D, aunque a mayor profundidad se incremente
la componente 3-D de la señal.
Por último, se definió la dirección geoeléctrica
preferencial (regional) del medio. En
un medio 2-D, la dirección geoeléctrica
preferencial se define como el ángulo
con que se tiene que rotar el tensor de impedancia
para obtener valores mínimos
en sus componentes diagonales (Swift
1967). Este ángulo se obtuvo mediante el
enfoque de descomposición tensorial de
Groom-Bailey a partir del código Strike desarrollado por McNeice y Jones (2001).
La dirección geoeléctrica preferencial que
distribuyó más homogéneamente y minimizó
los errores entre todas las estaciones
fue N30°O (Fig. 4). Los tensores de impedancia
fueron rotados según esta dirección.
Figura 3: Distorsión y dimensionalidad. Asimetría del tensor de impedancia expresado mediante los parámetros SkewSWIFT y SkewBAHR para todas las estaciones a cada
uno de los períodos calculados. El rango 0.001-0.1 s (i.e. 1000-10 Hz) corresponde a datos audiomagnetotelúricos.
Figura 4: a) Dirección geoeléctrica regional media (McNeice y Jones 2001) de cada sitio MT para los rangos
1s-10s y 10s-100s; el valor medio obtenido (N30°O) se representa con una línea roja en el diagrama de
rosas. b) errores cuadráticos medios (rms según siglas en inglés). Se evidencia un menor ajuste en el sector
SO, aunque los valores son mayormente menores a 2. Parámetros de distorsión residuales c) shear y d) twist.
Ambos parámetros presentan valores homogéneos, aunque una estación cercana a los manantiales calientes
tiene mayor dispersión. La estabilidad de estos valores indica que la dirección geoléctrica utilizada es relativamente
consistente con la señal medida.
Inversión de los datos
A partir de la inversión 2-D se obtuvieron
cinco modelos finales que permitieron caracterizar
la distribución de resistividad
eléctrica del subsuelo en Despoblados. El
algoritmo de inversión utilizado fue desarrollado
por Rodi y Mackie (2001), es del
tipo determinístico, está basado en gradientes
conjugados no lineares y fue corrido
en la plataforma WinGlink de Geosystem.
El primer modelo obtenido fue el correspondiente
a la sección 3, a partir de un semiespacio
de 100 Ω.m. La distribución
de resistividad eléctrica obtenida fue utilizada
como modelo inicial para la inversión
de las secciones restantes. Los modos
trasverso magnético y trasverso eléctrico
se invirtieron en forma conjunta y se utilizó un operador estándar en la regularización
Laplaciana. El error mínimo permitido
fue del 15% mientras que el umbral
de error fue de 5% tanto para ρ como para. De esta forma se asignó mayor peso
a la fase de la señal para evitar potenciales
efectos no inductivos asociados a anomalías
muy resistivas superficiales que yacen
sobre un medio muy conductivo (Simpson
y Bahr 2005). El parámetro de regularización
del modelo fue de 10, definido a
partir de un buen ajuste entre la rugosidad
y el error cuadrático medio.
La validez de los modelos en profundidad
fue evaluada según la capacidad de penetración
de las señales registradas. Con tal
motivo, se estimó la profundidad de penetración
máxima en función de la conductancia
acumulada (p. ej. conductividad integrada
verticalmente) en cada columna de
celdas de los modelos y para distintos valores
de frecuencias. Las profundidades resultantes
fueron graficadas sobre los modelos
en forma de isolíneas para distintos
períodos expresados en escala logarítmica.
A modo de referencia, por debajo de la
isolínea de -1 las anomalías fueron mayormente
definidas por medio de las estaciones
de banda ancha.
Por último, se confeccionó una matriz tridimensional
mediante la interpolación y
el filtrado de las variaciones de resistividad
eléctrica obtenidas de las cinco secciones
2-D. El modelo pseudo 3-D aportó
imágenes integrales de las anomalías y
la interpretación en forma conjunta de los
modelos.
RESULTADOS E INTERPRETACIÓN
En la figura 5 se presentan los modelos 2-D de la distribución de resistividad eléctrica en Despoblados. Los histogramas adjuntos en cada sección muestran errores cuadráticos medios inferiores a 2,5 en todas las estaciones, lo que representa un buen ajuste entre las curvas observadas y los modelos resultantes (ver detalle de los ajustes en Fig. 6). Las isolíneas de profundidad de penetración máxima teórica graficadas sobre los modelos se desvían en función de las anomalías conductivas y resistivas presentes. En la mayoría de las secciones la penetración de la señal fue significativa y los modelos son válidos hasta los 3.000 m de profundidad. Sin embargo, el modelo correspondiente a la sección 5 está íntegramente constituido por datos de alta frecuencia y no es representativo a gran profundidad. El rango de resistividad eléctrica obtenido en los modelos comprende desde 1 Ω.m hasta más de 1.000 Ω.m. Se observan marcadas heterogeneidades, con una alternancia de anomalías conductivas y resistivas por debajo de los 800 m de profundidad, correlacionables entre los modelos y limitadas entre sí por fuertes gradientes. Estas anomalías se relacionan a las principales fallas y lineamientos de la zona.
Figura 5: Modelos de resistividad eléctrica a partir
de inversiones 2-D de datos magnetotelúricos
y el ajuste de los datos observados expresados en
error medio cuadrático (rms). Triángulos azules representan
las estaciones con períodos largos.
Figura 6: Curvas de resistividad y fase medidas y observadas para dos sitios por sección. Para la ubicación de cada sitio véase figura 2.
A partir del amplio rango de valores de resistividad eléctrica, de las litologías aflorantes y de la secuencia estratigráfica local, se diferenciaron tres dominios de resistividades en los modelos 2-D. El dominio más resistivo (> 300 Ω.m) se correlacionó a las rocas volcánicas del Grupo Choiyoi y hacia los márgenes del modelo, a rocas volcánicas cenozoicas. El dominio intermedio abarca un rango de resistividades amplio (entre 20 Ω.m y 200 Ω.m). Según el contexto puede correlacionarse a depósitos aluviales y coluviales cuando se asocia a anomalías superficiales sin extensión en profundidad, a rocas volcánicas alteradas o a rocas sedimentarias cenozoicas. Por último, el dominio conductivo (<10 Ω.m) puede estar asociado a varias causas como la presencia de rocas porosas saturadas en fluidos, relacionado o no a una alta densidad de fracturas, a la presencia de fases minerales hidratadas como así también a la presencia de anomalías térmicas. El modelo pseudo 3-D obtenido facilitó la correlación entre las secciones y la interpretación de las anomalías así como permitió definir las estructuras geoeléctricas principales (Fig. 7). Las isosuperficies de 15Ω.m definen dos anomalías conductivas con características distintas. La anomalía principal, ubicada en el sector SO de las secciones, presenta una geometría subvertical y se desarrolla desde la base del modelo hasta la superficie. Esta anomalía yace por debajo de los principales manantiales de agua caliente. Además, tanto el modelo pseudo 3-D como la sección 3 muestran que la anomalía principal disminuye su diámetro significativamente entre los 300 y 700 m de profundidad. Este estrechamiento discrimina un estadio somero de otro profundo de la anomalía. Asimismo, una anomalía conductiva secundaria, de menor expresión y sin manifestaciones geotérmicas superficiales asociadas, se definió al NE del depocentro de Despoblados. Por otro lado, una estructura resistiva (~1000 Ω.m) ubicada entre las anomalías conductivas descriptas se extiende por debajo de los 800 m y define al bloque central del depocentro de Despoblados. Inmediatamente sobre esta estructura geoeléctricas resistiva los distintos modelos 2-D muestran una capa heterogénea de ~100 Ω.m, posiblemente vinculado a un nivel superficial más alterado o con ligeras variaciones litológicas.
Figura 7: Modelo de resistividad eléctrica pseudo3-D de Despoblados. Las isosuperficies rojas son de 15
Ω.m, interpretadas como plumas ascendentes de fluido geotermal. Las líneas de contorno en el centro del
valle definen un cuerpo muy resistivo con orientación aproximada noroeste-sudeste.
El control de las estructuras geológicas sobre las estructuras geoeléctricas constituye uno de los aspectos más relevantes de los modelos. Sobre un mapa estructural simplificado de Despoblados se graficó la distribución de la resistividad eléctrica a cuatro profundidades diferentes (Fig. 8). En cada profundidad mapeada se evidencia una correlación entre las estructuras geológicas expuestas en superficie y la expresión de las estructuras geoeléctricas conductivas. La primera observación que se desprende de la figura 8 es que las anomalías conductivas no aumentan significativamente su expresión en profundidad. La anomalía conductiva principal está fuertemente controlada por el lineamiento Veladero-Despoblados, el cual controla el desarrollo de la misma hasta por debajo de los 2.000 m de profundidad. Por el contrario, la estructura geoeléctrica secundaria está vinculada a la intersección de la falla N30° con el lineamiento que flanquea el segmento norte de Despoblados. Asimismo, cabe destacar que esta anomalía se desarrolla por debajo de los 1.000 m de profundidad.
Figura 8: Control estructural sobre las anomalías conductivas. Distribución de la resistividad eléctrica a cuatro profundidades distintas sobre un mapa estructural
simplificado de Despoblados.
Las discontinuidades definen zonas con marcado aumento de la permeabilidad y particularmente en este caso, pueden asociarse a estructuras localmente dilatantes. Según el contexto geológico, las estructuras geoeléctricas conductivas se desarrollan en zonas de alta permeabilidad secundaria controlada por las fracturas y fallas que participan en la estructuración y fragmentación del depocentro de Despoblados. Las zonas asociadas a la intersección de los lineamientos N120° con la falla N30° constituyen las zonas con mayor fracturación por interferencia de las estructuras y en consecuencia, áreas potenciales para el ascenso de fluidos. La estructura geoeléctrica conductiva secundaria se ubica en esta zona de intersección, no así la estructura geoeléctrica conductiva principal. Esta última presenta un desplazamiento hacia el sur respecto de la intersección de estructuras, lo que podría marcar una evolución en esa dirección del sistema en profundidad. El control estructural sobre las anomalías conductivas, sus geometrías y su correlación con los manantiales calientes permiten inferir que estas anomalías (Fig. 5) están asociadas a la presencia de fluidos geotermales profundos. Por último, el modelo 2-D correspondiente a la sección 3 extendido a 10 km de profundidad pone de manifiesto tres aspectos complementarios para el entendimiento del sistema (Fig. 9). El primero es la presencia de una anomalía conductiva basal por debajo de los 7 km, profundidad en que se estima que se encuentra el nivel de despegue de los corrimientos. La estabilidad de esta a durante sucesivas inversiones usando distintos modelos de resistividad inicial y se comprobó que es robusta y necesaria para el correcto ajuste de los datos a niveles más superficiales. Este tipo de anomalías están comúnmente vinculadas a la presencia de fluidos estacionados en profundidad. Esta hipótesis se refuerza con la buena correlación entre la profundidad en la que aparece la anomalía y la profundidad estimada de la zona de despegue. El segundo elemento que aporta el modelo es la extensión de las anomalías conductivas verticales previamente vinculadas a la presencia de fluidos que en superficie forman las vertientes termales. Estas anomalías aparecen como apéndices de la anomalía basal. Además, se destaca la continuidad entre la anomalía basal y la principal y la correspondencia de esta última con la traza inferida del lineamiento Veladero-Despoblado en profundidad. El estrecho vínculo entre la anomalía basal y la anomalía conductiva principal, favorecido por el control del lineamiento y por la presencia de fluidos en profundidad pueden explicar la presencia actual de las manifestaciones geotermales activas sobre el margen sur de Despoblados y la ausencia de las mismas sobre su margen norte. Finalmente, el modelo también muestra la extensión en profundidad de la anomalía resistiva ubicada en el centro del valle de Despoblados. Su espesor es de entre 4 y 6 km y refuerzan las estimaciones previas realizadas por otros autores para el Grupo Choiyoi (Winocur y Ramos 2011). Inmediatamente por debajo se encuentran las sedimentitas paleozoicas, nivel de despegue en este sector.
Figura 9: Modelo 2-D de la sección 3 extendido a 10 km de profundidad. nomalía fue testeada
MODELO DEL SISTEMA GEOTERMAL
Las anomalías de resistividad eléctrica definidas, junto a sus características geométricas y las interpretaciones realizadas fueron integradas a un modelo de sistema geotermal que involucra a las manifestaciones de Despoblados y un esquema de circulación de fluidos ajustado a las condiciones geológicas y estructurales de la región (Fig. 10). El sistema inferido es del tipo fisural, debido a que en Despoblados predominan rocas volcánicas de muy baja permeabilidad primaria. Por lo tanto, las zonas de infiltración y recarga, las zonas de surgencia y probablemente el reservorio, están controlados por las estructuras geológicas de la región. Los principales tipos de estructuras y la forma en que intervienen en la circulación de fluidos están representados en la figura 10. El sistema está compuesto por una serie de corrimientos que se expresan en superficie sobre los márgenes de Despoblados. La expresión de estas fallas esta asociada a valles, donde se acumula y se infiltra el agua meteórica, que definen las zonas de recarga del sistema mas allá de Despoblados. Además, no se descarta la infiltración de agua meteórica por fracturas de menor orden e incluso por los lineamientos que circundan Despoblados, en sectores distales a las manifestaciones geotermales. Los modelos de resistividad determinaron la ausencia de un nivel subhorizontal asociado a un control litoestratigráfico que actúe como reservorio del sistema. El reservorio podría estar confinado a zonas de mayor aumento de permeabilidad o fracturas en las volcanitas de Choiyoi, aunque no se descarta la existensia de niveles piroclásticos o volcaniclásticos de mayor porosidad en esta unidad. Además, aunque poco probable, la anomalía definida por el modelo 2-D profundo plantea la posible existencia de un reservorio a más de 6 km de profundidad. Este reservorio profundo estaría ubicado en la transición Choiyoi y sedimentitas carboníferas y se correspondería a la zona de despegue de los corrimientos, que favorecería tanto la infiltración como el aumento de permeabilidad local.
Figura 10: Esquema conceptual del modelo de sistema geotermal ajustado a Despoblados. Las flechas indican la circulación de fluidos desde la zona de recarga
hasta la zona de surgencia del sistema geotermal.
Dado el alto nivel de fragmentación de
este basamento, tanto los niveles profundos
de los corrimientos como de los lineamientos
son zonas propicias para que
poca cantidad de agua se infiltre hacia zonas
con gradiente geotérmico elevado y
se almacene, favoreciendo el equilibrio
térmico de los fluidos con la roca caja y el
concomitante aumento de temperatura.
Los canales de transferencia de fluidos
que vinculan el reservorio con las manifestaciones
geotermales son los lineamientos
N120° y su intersección con la
falla N30°. Estas estructuras explican la
geometría tubular tipo pluma de las anomalías
conductivas presentes desde los
800 m de profundidad hasta más de 3000
m, que definen las zonas de surgencia de
fluidos geotermales del sistema. La zona
de surgencia de mayor extensión esta ubicada
sobre el margen sur de Despoblados,
caracterizada por la anomalia conductiva
principal. Los estadios profundo y somero
de esta anomalía se interpretaron como
producto de la interacción entre un sistema
profundo de fluidos calientes y otro
más superficial, asociado a la infiltración
de agua meteórica o la recirculacion somera.
Entre ambos sistemas, los mayores
valores de resistividad definen el sello que
dificulta la mezcla de fluidos entre ambos
sistemas. Además, las heterogeneidades
dentro de la capa superficial de ~100 Ω.m
se vinculó a canales transitorios o fósiles
someros que evidencian estadios diferentes
durante la evolución del sistema geotermal.
Por último, el calentamiento de fluidos por
circulación profunda bajo gradiente geotérmico
normal podría ser el precursor de
este sistema geotermal.
La relación entre
las anomalías potencialmente vinculadas
a fluidos geotermales, las estructuras que
las condicionan y la distribución de unidades
geológicas que caracterizan a la región
es consistente con sistemas geotermales
del tipo conductivo, comúnmente desarrollado
en ámbitos de fajas plegadas y corridas
o en cuencas de antepaís (Moeck,
2014). Sin embargo, también puede entenderse
como un sistema inducido por una
anomalía térmica de baja amplitud emplazada
a nivel cortical somero. Según el
modelo 2-D profundo y las características
estructurales de la región, la anomalía
térmica podría estar emplazada entre
la zona de despegue de los corrimientos y
la intersección con el lineamiento de primer
orden de Veladero-Despoblados. En
este caso, el anómalo gradiente geotérmico
local podría estar asociado al magmatismo
de Cerro de Vidrio, descripto y
caracterizado geoquímicamente por Bissig et al. (2002a). Según esta hipótesis, la
anomalía conductiva profunda observada
por debajo de los 6 km de profundidad
en Despoblados representaría un estadio
residual de ese magmatismo. Un ejemplo
de este tipo de sistemas en orógenos jóvenes
es el de Larderello, Italia (Bellani et al.
2004, De Matteis et al. 2008). No obstante,
datos adicionales (p. ej. geoquímica e
isótopos en gases de vertientes termales)
son necesarios para dilucidar la existencia
o ausencia de una anomalía térmica asociada
al sistema.
CONCLUSIONES
El estudio magnetotelúrico de detalle
permitió determinar la distribución de resistividad
eléctrica del subsuelo en la zona
de las manifestaciones termales de
Despoblados, cordillera principal de San
Juan. Se correlacionaron las estructuras
geoeléctricas definidas con las unidades
geológicas y con las manifestaciones geotermales,
así como también se realizó un
análisis del control estructural que presentan.
Este estudio aportó distintos elementos
que ajustados al marco geológico
y estructural delinearon un primer modelo
del sistema geotermal en Despoblados.
Los principales resultados obtenidos fueron
la identificación de dos anomalías
conductivas. La más extensa yace inmediatamente
por debajo de los manantiales
de agua caliente de Despoblados y se extiende
en profundidad por más de 3000
m. La otra anomalía conductiva no está
asociada a manifestaciones superficiales
y se ubica en el sector noreste del depocentro
por debajo de los 1000 m de profundidad.
Ambas anomalías presentan
un fuerte control estructural de los lineamientos
que circundan Despoblados y se
vincularon a plumas de fluidos de origen
geotermal. Sin embargo, no se encontraron
anomalías conductivas tabulares en
el centro del valle de Despoblados, por lo
que se descartó la presencia de niveles litoestratigráficos
someros que actúen como
reservorio. También se identificó una
anomalía conductiva basal por debajo de
los 6 km de profundidad, evidencia de la
potencial presencia de fluidos en la zona
de despegue de las láminas de corrimiento
de corrimientos. Además, los modelos
muestran que el lineamiento Veladero-
Despoblados es eficiente para conectar la
pluma ascendente con el nivel basal.
Se propone un modelo fisural para el sistema
geotermal en Despoblados. Las zonas
de recarga del sistema están asociados
a los corrimientos principales que lo circundan.
El agua meteórica se infiltra por
los corrimientos hacia la zona de despegue,
donde se acumula parcialmente. Los
lineamientos principales que controlan la
estructura del valle de Despoblados constituyen
canales para el ascenso de fluidos
y definen las zonas de surgencia del sistema
geotermal.
El sistema puede desarrollarse sin un gradiente
térmico local anómalo, como ocurre
en otros sistemas convectivos de Argentina.
Sin embargo, la hipótesis de una
anomalía térmica somera no se descarta
y su posible existencia abre un conjunto
de interrogantes. La fuente del gradiente
geotérmico anómalo bien puede relacionarse
a un remanente térmico de los últimos
episodios volcánicos conocidos
(p. ej. Cerro de Vidrio) o a un producto
del estado actual latente de un magmatismo
a nivel intracortical de poca extensión.
Finalmente, las distintas manifestaciones
distribuidas a lo largo del Valle
del Cura presentan similares controles estructurales.
Por lo tanto, estudios posteriores
deberán determinar si el conjunto
de las manifestaciones están asociadas
genéticamente a un gran sistema geotermal
o si constituyen manifestaciones aisladas,
producto de sistemas de infiltración
de fluidos con fuente y reservorio locales
y segmentados.
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Aceptado: 16 de julio, 2014