Almaguer Rodríguez Joselin de Lourdes

UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA DE MÉXICO
PROGRAMA DE POSGRADO DE CIENCIAS DE LA TIERRA
CENTRO DE GEOCIENCIAS
ESTUDIO MAGNETOTELÚRICO CON FINES DE INTERÉS GEOTÉRMICO EN
EL SECTOR NORTE DEL NEVADO DE RUIZ, COLOMBIA
TESIS
QUE PARA OBTENER EL GRADO DE:
MAESTRO EN CIENCIAS DE LA TIERRA
PRESENTA
JOSELIN DE LOURDES ALMAGUER RODRÍGUEZ
TUTOR PRINCIPAL
DR. JORGE ARTURO ARZATE FLORES (UNAM, Centro de Geociencias)
MIEMBROS DEL COMITÉ TUTOR
DR. ROMÁN ÁLVAREZ BEJAR
(UNAM, Instituto de Investigaciones en
M
Matemáticas Aplicadas y en Sistemas)
DR. JOSÉ JORGE ARANDA GÓMEZ
(UNAM, Centro de Geociencias)
DRA. CLAUDIA ARANGO GÁLVAN
(UNAM, Instituto de Geofísica)
DR. ROBERTO STANLEY MOLINA GARZA
(UNAM, Centro de Geociencias)
JURIQUILLA, QRO, OCTUBRE 2013.
Agradecimientos
Al consejo Nacional de Ciencia y Tecnología (CONACYT) por la beca otorgada para finalizar mis
estudios de posgrado en Ciencias.
Existen varias personas quienes merecen mis sinceros agradecimientos. Mi tutor de tesis Dr.
Jorge Arturo Arzate Flores que me permitió participar en este proyecto y brindarme su apoyo,
motivación y conocimientos durante mi tiempo en el CGEO. A los integrantes del comité
evaluador, Dr. Román Álvarez Bejar, Dra. Claudia Arango Galván, Dr. Jorge Aranda Gómez y Dr.
Roberto Stanley Monina Garza por sus valiosos comentarios y sugerencias que mejoraron
significativamente el desarrollo del presente trabajo. A todo el personal administrativo del Centro
de Geociencias, en especial Marta Pereda y Charly.
A mi sensei Uru por su dedicación, ayuda y paciencia, a mis compañeros y amigos del Centro de
Geociencias por haberme brindado un grato recuerdo por su amistad, cariño y momentos
agradables: Neto, Vania, Danielo, Fito, Eliseo, Chisto, Rosa, Ángel, María, Rodrigo, Chilo. Y en
especial a mi gran amiga Erika por ser más que una compañera, por todos los momentos únicos
e inolvidables que pasamos, por tu amistad infinita, gracias.
A toda mi familia por su apoyo y motivación incondicional a lo largo de mis años de estudio por
su estimulo constante durante los periodos difíciles, es a ellos es a quien dedico este trabajo.
INDICE
INDICE ........................................................................................................................................ I
LISTA DE FIGURAS Y TABLAS ............................................................................................... III
RESUMEN .................................................................................................................................. 1
1.
INTRODUCCIÓN ............................................................................................................ 3
1.1 ÁREA DE ESTUDIO .............................................................................................................. 4
1.2 OBJETIVOS .......................................................................................................................... 6
1.3. ANTECEDENTES................................................................................................................. 7
2.
GEOLOGÍA REGIONAL ................................................................................................. 9
2.1. MARCO TECTÓNICO REGIONAL...................................................................................... 14
2.2. DEFORMACIÓN TECTÓNICA EN EL ÁREA ...................................................................... 17
2.3. SISTEMAS DE FALLA EN EL ENTORNO DEL NEVADO DE RUIZ ..................................... 18
3. EL MÉTODO MAGNETOTELÚRICO ................................................................................... 21
3.1. INTRODUCCIÓN ................................................................................................................ 21
3.2. FUENTES DE ENERGÍA MT ............................................................................................... 22
3.3. ECUACIONES DE MAXWELL ............................................................................................ 23
3.4. PROFUNDIDAD DE PENETRACIÓN Y RESISTIVIDAD APARENTE.................................. 25
3.5. TENSOR DE IMPEDANCIA ELECTROMAGNÉTICA. ......................................................... 27
3.6. TIPPER .............................................................................................................................. 30
4. METODOLOGIA MT ............................................................................................................. 32
4.1. LOCALIZACIÓN DE ESTACIONES Y CONDICIONES DE CAMPO .................................... 32
4.2. EQUIPO UTILIZADO .......................................................................................................... 34
4.3. PROCEDIMIENTO DE CAMPO .......................................................................................... 35
5. PROCESAMIENTO Y EDICIÓN DE DATOS MT .................................................................. 39
5.1. INTRODUCCIÓN ................................................................................................................ 39
5.2. PROCESADO DE SERIES DE TIEMPO .............................................................................. 39
5.3. EDICIÓN DE PRODUCTOS CRUZADOS Y CURVAS DE RESISTIVIDAD Y FASE ............. 45
6. ANÁLISIS CUALITATIVO DE LOS DATOS PROCESADOS ............................................... 51
6.1. CURVAS DE RESISTIVIDAD Y FASE................................................................................. 51
6.2. MODELOS 1D DEL INVARIANTE....................................................................................... 52
6.3. MAPAS DE RESISTIVIDAD APARENTE DEL INVARIANTE .............................................. 54
6.4. INVERSIÓN DEL INVARIANTE DE LA IMPEDANCIA (Z) ................................................... 56
6.4. MAPAS DE VECTORES DE INDUCCIÓN ........................................................................... 59
7. DIMENSIONALIDAD GEOELECTRICA DEL TENSOR DE IMPEDANCIA .......................... 63
i
7.1. INTRODUCCIÓN ................................................................................................................ 63
7.2. CORRIMIENTO ESTÁTICO Y DISTORSIÓN GALVÁNICA ................................................. 64
7.3. MODELO DE SWIFT........................................................................................................... 65
7.4. MODELO DE SUPERPOSICIÓN DE BAHR ........................................................................ 66
7.5. RESULTADOS: DIMENSIONALIDAD Y AZIMUT REGIONAL ............................................ 68
7.6. DEFINICIÓN DE LOS MODOS TE Y TM ............................................................................. 74
8. INVERSIÓN BIDIMENSIONAL ............................................................................................. 76
8.1. JUSTIFICACIÓN ................................................................................................................ 76
8.2. PARÁMETROS ÓPTIMOS DE INVERSIÓN ........................................................................ 78
8.3. MODELOS BIDIMENSIONALES ........................................................................................ 79
8.3.1. INVERSIÓN 2D A LOS EJES PRINCIPALES (EP) ....................................................................... 79
8.3.2. INVERSIÓN 2D AL AZIMUT REGIONAL (RAR) .......................................................................... 82
9. IMÁGENES DE RESISTIVIDAD DEL NEVADO DE RUIZ .................................................... 87
9.1. DISCUSIÓN DE RESULTADOS ......................................................................................... 87
9.2. POTENCIALES ZONAS PRODUCTORAS ......................................................................... 88
F ............................................................................................................................................... 91
10. CONCLUSIONES ............................................................................................................... 92
11. REFERENCIAS CONSULTADAS Y CITADAS .................................................................. 95
12. ANEXOS........................................................................................................................... 102
12.1. ANEXO 1. CONTROL DE CALIDAD DE SONDEOS. COORDENADAS Y NOMENCLATURA DE SONDEOS
EFECTUADOS. ........................................................................................................................... 102
12.2. ANEXO 2. EJEMPLO DE ENCABEZADO DE ARCHIVO .EDI ........................................................ 106
12.3. ANEXO 3. CURVAS DE RESISTIVIDAD Y FASE. ....................................................................... 107
12.4. ANEXO 4. MODELOS 1D DEL INVARIANTE ............................................................................ 117
12.5. ANEXO 5. MAPAS DE RESISTIVIDAD APARENTE DEL INVARIANTE. ............................................ 121
12.6. ANEXO 6. ANÁLISIS DE DIMENSIONALIDAD DE ACUERDO A SWIFT 1967. .................................. 126
12.7. ANEXO 7. AJUSTE DE CURVAS TE Y TM CALCULADOS Y OBSERVADOS PARA SU INTERPRETACIÓN
2D. .......................................................................................................................................... 131
ii
LISTA DE FIGURAS Y TABLAS
Figura 1. Mapa de localización.
5
Figura 2. Mapa de localización VNR y zona de estudio.
6
Figura 3. Mapa geológico sector NW de los volcanes Santa Isabel, Cisne y Ruiz.
10
Figura 4. Columna estratigráfica del Pozo Nereidas 1
12
Figura 5. Modelo esquemático de la actividad del VNR, corte E-W.
14
Figura 6. Cordilleras andinas del occidente de Colombia.
16
Figura 7. Distribución de fallas geológicas.
19
Figura 8. Onda transversal electromagnética.
26
Figura 9. Vectores de inducción.
31
Figura 10. Ubicación de sondeos BMT realizados en el área de estudio.
33
Figura 11. Imágenes que muestran la topografía abrupta del lugar.
34
Figura 12. Instrumentos de medición MT.
35
Figura 13. Componentes que se requieren para una estación AMT-MT.
36
Figura 14. Aspecto de los sensores magnéticos y tazas porosas de los dipolos
eléctricos y su instalación.
37
Figura 15. Ventana del icono Edit PRM del programa SSMT2000.
43
Figura 16. Ventana principal del programa SSMT2000.
44
Figura 17. Extensiones de los archivos generados del procesamiento robusto.
45
Figura 18. Ventana inicial del programa MTEDITOR.
47
Figura 19. Ventana de la aplicación Polar Diagrams del programa MTEDITOR.
48
Figura 20. Ventana de la aplicación Induction Vector del programa MTEDITOR.
48
Figura 21. Ventana de la aplicación Editing del programa MTEDITOR.
49
Figura 22. Ejemplos de curvas de resistividad y fase de sondeos.
53
Figura 23. Ejemplo de modelo 1D del invariante a partir de la inversión Occam.
54
Figura 24. Corte de resistividad aparente a 500, 1000, 3000 y 4000 m de profundidad
estimada a partir de la inversión 1D del invariante.
55
Figura 25. Secciones de resistividad en función de la profundidad.
58
Tabla 1. Profundidad de investigación (skin depth) considerando diferentes
resistividades promedio (1, 5 y 10 ohm-m) en la zona de estudio.
iii
60
Figura 26. Mapas de vectores de inducción a 0.02, 0.2, 2, 20, 200 Hz
62
Figura 27. Diagrama que muestra los efectos del corrimiento estático.
65
Figura 28. Dimensionalidad del perfil MT-1 estimada a partir del skew de Swift y la
combinación de parámetros de distorsión de Bahr.
69
Figura 29. Dimensionalidad del perfil MT-2 estimada a partir del skew de Swift y la
combinación de parámetros de distorsión de Bahr.
70
Figura 30. Dimensionalidad del perfil MT-3 estimada a partir del skew de Swift y la
combinación de parámetros de distorsión de Bahr.
71
Figura 31. Dimensionalidad del perfil MT-4 estimada a partir del skew de Swift y la
combinación de parámetros de distorsión de Bahr.
71
Figura 32. Dimensionalidad del perfil MT-5 estimada a partir del skew de Swift y la
combinación de parámetros de distorsión de Bahr.
72
Figura 33. Dimensionalidad de los sondeos en función de la profundidad.
73
Figura 34. Dirección del strike eléctrico para cada perfil MT, a partir de la
descomposición del tensor (Groom y Bailey, 1989).
74
Tabla 2. Coordenadas (LAT, LONG) de los nodos de los perfiles presentados
77
Figura 35. Variación de los errores de ajuste RMS en función del valor de TAU
78
Figura 36. Variación del error de ajuste RMS en función del número de iteraciones.
79
Figura 37. Modelos bidimensionales de la estructura de resistividad obtenidos de los
sondeos MT rotados a los Ejes Principales.
81
Figura 38. Comparación de las inversiones de los perfiles MT-1 y MT-5 rotados al
azimut regional (RAR) y a los ejes principales (EP).
84
Figura 39. Modelo de la estructura eléctrica a lo largo del perfil MT-5.
86
Figura 40. Perfiles MT-1, MT-2, MT-3, MT-4 y MT-5, análisis 2D.
91
iv
RESUMEN
El Volcán Nevado del Ruiz (VNR) es de gran interés por su actividad reciente y su potencial para
el desarrollo de la geotermia en Colombia. La zona de estudio de ésta tesis se ubica al oeste del
VNR, en la parte occidental de la Cordillera Central, adentro del área conocida como NereidasBotero-Londoño que pertenece al municipio de Villa María del departamento de Caldas. El VNR
está en la parte septentrional del Complejo Volcánico Ruiz-Tolima, que define un alineamiento
~N30E con los volcanes El Cisne y Santa Isabel. La traza de la falla de Palestina subyace al
complejo volcánico Ruiz-Tolima y es sepultada por los productos cuaternarios de éste (Mosquera
et al, 1998; Forero et al 2011; Mejía et al, 2011). El basamento en la región de estudio está
formado por un complejo metamórfico compuesto por esquistos con grafito, esquistos cuarzosericíticos y cuarcitas. El área es considerada como heterogénea y anisotrópica, agregándole
además la presencia de mineralizaciones asociadas al intrusivo, tendencias de fracturamiento y
asociadas a éstas el fenómeno hidrotermal con las fumarolas y fuentes termales.
En este proyecto se quisieron obtener modelos resistivos de la estructura de la zona de estudio
permitiendo así determinar espacialmente las zonas de alta conductividad eléctrica que
generalmente están asociadas a temperaturas anómalas siendo estás de gran interés para la
geotermia. Se midieron un total de 105 sondeos magnetotelúricos de banda ancha (BMT) en el
rango de frecuencias entre 10 4 a 10-4 Hz, distribuidos en cinco perfiles cuya ubicación fue
condicionada por la topografía abrupta y caminos del sector. Se aplicó un procesamiento robusto
a las series de tiempo adquiridas para la obtención del tensor de impedancia y la función de
transferencia geomagnética, a partir de las cuales se llevó a cabo la inversión de los datos y
subsecuente interpretación geológica.
El análisis de dimensionalidad de la estructura de resistividad revela un área de estudio compleja
pero con direcciones dominantes en rangos de frecuencia específicos, lo cual permitió llevar a
cabo inversiones 2D a partir de los diferentes perfiles. La ambigüedad de 90° en la determinación
del azimut eléctrico “regional” fue resuelta mediante los vectores de inducción que son
cercanamente perpendiculares al azimut eléctrico en ambos intervalos de frecuencia. Se
presentan los vectores de inducción reales a 0.2 y a 0.02 Hz. orientados mayoritariamente en
dirección S y SW, indicando, por tanto, una dirección preferente media E-W, a frecuencias más
altas (2 a 200 Hz) la dirección dominante cambia a N-S, si bien éstas están más afectadas por
1
heterogeneidades
superficiales. Las bajas frecuencias coinciden con las direcciones de
fracturamiento de las fallas Nereidas, Río Claro, Termales-Villa María y Campoalegre cuyos
modelos de deformación geotectónica regional prevén este sistema como fallas extensionales
con tendencias de fracturamiento paralelas a la dirección de σ1, es decir con direcciones W-E a
NW-SE; en los rangos de validez, los modelos de resistividad obtenidos mediante la inversión
conjunta de las polarizaciones TE y TM muestran zonas de conductividad eléctrica elevada (~10
ohm-m) confinados por cuerpos de resistividad moderada (~50 ohm-m), que se interpretan como
reservorio y capas sello que confinan al sistema geotérmico, definiéndolas como zonas de mayor
potencial hidrotermal que constituyen los blancos más propicios para la perforación de pozos
exploratorios debido al carácter distensivo que favorece la circulación de fluidos y por tanto ser la
dirección dominante en la estructura de resistividad eléctrica, en el rango de profundidades de
interés.
2
1.
INTRODUCCIÓN
El aprovechamiento de recursos naturales para la generación de energía ha creado diversas
propuestas en la investigación en la rama de la geotermia para optimizar el aprovechamiento del
calor almacenado en la corteza terrestre involucrando estudios geológicos, geofísicos,
geoquímicos, ambientales, entre otros. En Colombia la investigación geotérmica ha tenido un
desarrollo limitado a pesar de contar con grandes recursos potenciales para este propósito, sin
embargo, partir de los 60´s esta investigación ha ido avanzado desde evaluaciones regionales
hasta trabajos locales como es el caso del VNR el cual ha sido reconocido en los últimos años
como el proyecto con mayor avance en su investigación y en etapa de prefactibilidad. El área de
estudio se encuentra en la vertiente occidental de la Cordillera Central de Colombia, al lado
occidental del VNR, zona típica de una geodinámica de margen continental activo que debido a
estar dentro de un ambiente tectónico transpresivo (Toro y Osorio, 2005) con tectónica
transcurrente favoreciendo al desarrollo de fracturas que sirven como canales de circulación de
fluidos y fallas sobre las cuales se localizan algunas fuentes termales (Thouret et. al., 1990;
Borrero et. al., 2009).
En territorio colombiano se han desarrollado diversos estudios para el reconocimiento del
potencial geotérmico (CHEC 1968; OLADE 1982), estudios de prefactibilidad de desarrollo
geotérmico en las áreas de Chiles-Tufiño-Cerro Negro (INECEL-OLADE 1982; OLADE-ICEL
1986- 1987) Complejo Volcánico Nevado del Ruiz (CVNR) (CHEC 1983; GEOCÓNSUL 1992) y
estudios de investigación de los sistemas geotermales de las áreas de los Volcanes AzufralCumbal y Paipa-Iza (Ingeominas, 1996, 1997). A partir de un estudio realizado por la firma Boston
Pacific Co. para el desarrollo de un Proyecto Geotérmico en Colombia (ISAGEN, 2008) se
propuso al VNR como uno de los prospectos principales en la región. Con una altura de 5321
msnm el VNR se encuentra en el límite entre los departamentos de Caldas y Tolima, a 120 km al
occidente de Bogotá (Figura 1), ha estado activo durante casi cerca de 2 Ma y forma parte del
cinturón volcánico de los Andes. Existe gran interés en la investigación debido a su reciente
actividad volcánica, potencial geotérmico, condiciones geológicas y abundancia de acuíferos
cercanos al sistema volcánico lo cual ha motivado la realización de diversos estudios para
aprovechar los recursos geotérmicos del subsuelo en la zona. Resultados de descargas de aguas
y gases típicos de yacimientos geotérmicos han indicado un alto potencial geotérmico (CHEC,
1983). De acuerdo al reporte del pozo Nereidas (Monzalve et al., 1997) ubicado al NE de la zona
de estudio al oeste de la Quebrada Las Nereidas (Figura 2), existe una zonificación hidrotermal
3
identificada además de una anomalía térmica reflejada en un gradiente anómalo aparente
(aproximadamente de 130°C/km).
Los métodos geofísicos, particularmente eléctricos y electromagnéticos, han probado ser
herramientas poderosas para la exploración geotérmica durante décadas. La ventaja que
presentan sobre otras técnicas se debe a la relación directa entre resistividad eléctrica y
parámetros que caracterizan a los sistemas geotérmicos como son permeabilidad, porosidad,
salinidad, temperatura y alteración geoquímica-hidrotermal. Dentro de estos, los métodos
electromagnéticos (EM) son especialmente usados para determinar la conductividad eléctrica
debido a su alta sensibilidad en estructuras de baja resistividad comparadas con métodos de
corriente directa (DC) y ser menos afectados por capas conductoras superficiales en cuanto a la
profundidad efectiva de exploración. De todos los métodos EM, el método magnetotelúrico (MT)
tiene tal vez el mayor rango de variación espectral (10 4-10-4 Hz) por esta razón es considerado
como una de las herramientas geofísicas más eficaces y poderosas para la prospección del
subsuelo capaz de alcanzar profundidades de la corteza inferior; hace posible localizar objetivos
que presenten contrastes de conductividad de rocas y recursos desde unos pocos metros hasta
profundidades de varios kilómetros. En particular, el método MT proporciona información valiosa
de las estructuras conductivas (y resistivas) de sistemas geotérmicos relacionados con
temperaturas anómalas y otros atributos que inducen contrastes eléctricos importantes. Una de
las ventajas más notables es su carácter tensorial que permite la determinación de la orientación
de las estructuras a través de su azimut eléctrico, la dimensionalidad del medio en función de la
frecuencia y la dirección de la inducción eléctrica local y regional. El presente estudio
Magnetotelúrico de banda ancha (BMT) en el flanco noroccidental del VNR, forma parte de los
estudios más recientes que permitirían obtener una mejor idea acerca de las características y
geometría del reservorio geotérmico lo cual coadyuvará a definir sitios potenciales para
perforaciones de exploración en esta zona del Nevado del Ruiz.
1.1 ÁREA DE ESTUDIO
Colombia se encuentra en la esquina norte de Sur América en la denominada Zona Volcánica
Norte (ZVN) entre las altitudes 2°S y 5°N, que comprende los Andes ecuatorianos y colombianos.
En Colombia los Andes se presentan formando tres cordilleras (Oriental, Central y Occidental)
con orientación general NE a N-S. El VNR es el estratovolcán activo más septentrional de la
4
Cordillera Central Colombiana y se alinea con otros ocho volcanes en dirección Norte-Sur que
definen la cresta de la cordillera en este sector (Figura 1).
Figura 1. Mapa de localización. Los tonos marrones del modelo destacan el relieve cordillerano de los
Andes que en Colombia se presentan formando tres cordilleras Cordillera Oriental (CO), Cordillera Central
(CC) y Cordillera Occidental (CW). El recuadro inferior muestra la parte de la Cordillera Central que contiene
el Complejo Ruiz-Tolima; los números indican los principales volcanes: 1. Cerro Bravo, 2: Nevado del Ruiz,
3: El Cisne, 4: Santa Isabel, 5: Santa Rosa, 6: El Quindío, 7: Tolima y 8: Machín.
El área de estudio se encuentra en el eje de la Cordillera Central en el flanco noroccidental del
VNR conocida como el área Nereidas-Botero-Londoño, dentro del municipio de Villa María,
Departamento de Caldas, con una extensión aproximada de 260 km2. La zona B está limitada
por las coordenadas X: 844500, Y: 1040150; X: 844500, Y: 1032350; X: 834400, Y: 1032350.
Coordenadas planas proyectadas al sistema Magna-Sirgas con origen a la ciudad de Bogotá
(Figura 2, polígono B).
5
Figura 2. Mapa de localización VNR y zona de estudio (polígono B). Escala 1:100000.
1.2 OBJETIVOS
El estudio realizado tuvo como objetivo generar un modelo de la estructura del sistema
hidrotermal-magmático en el flanco noroccidental del VNR utilizando la técnica magnetotelúrica
para la generación de un modelo de resistividad de la estructura geológica a una profundidad
promedio aproximada de 10 km.
Específicamente, las metas de esta tesis son los siguientes:

Construir y fundamentar un modelo de la estructura de resistividad eléctrica del subsuelo en
el área geotérmica Botero-Londoño a partir de sondeos magnetotelúricos de banda ancha
(BMT).
6

A partir del modelo geofísico, construir y fundamentar un modelo del sistema geotérmico del
VNR que incorpore el análisis de la geología estructural disponible.

Definir las zonas con mayor potencial geotérmico sugeridas por el modelo geológico y
geofísico y proponer los sitios más probables para la perforación de pozos de exploración
con vistas a desarrollar la producción.
1.3. ANTECEDENTES
Las primeras investigaciones para evaluar el potencial geotérmico en Colombia se iniciaron en
1968 con el proyecto de investigación la región del Macizo Volcánico del Ruiz a través del Instituto
Colombiano de Energía Eléctrica (ICEL), por intermedio de su filial Central Hidroeléctrica de
Caldas y el Ente Nazionale Per L´Energia Eléctrica (ENEL) de Italia, en este estudio se señala la
existencia de una anomalía termal de escala regional y se proponen dos sistemas de circulación
de aguas subterráneas reparados (Alfaro et al., 2000). Se llevaron a cabo diversos estudios
(topografía, geología, gravimetría, geoeléctrica y geoquímica) que resultaron en el documento
COL RZ-1 presentado en abril de 1979, donde se describe la metodología utilizada para delimitar
las áreas con mayor probabilidad de existencia del sistema geotérmico.
Posteriormente estudios de pre-factibilidad por parte de la central Hidroeléctrica de Caldas–
CHEC (1983) permitieron determinar zonas más específicas en la región del Complejo volcánico
Ruiz-Tolima, entre las cuales se encuentra la del sector Botero-Londoño, en el flanco occidental
del VNR. Debido al re-inicio de la actividad del volcán en el año 1984, las investigaciones en la
zona fueron suspendidas reanudándose a principios de los años 90 por parte de Geoenergía
Andina S.A. (GESA) complementándose los estudios y escogiéndose los sitios para la realización
de pozos exploratorios. Sin embargo, debido a la complejidad geológica del volcán, el número de
estaciones sísmicas fue reducido por lo cual los resultados fueron limitados. En 1993, se
realizaron 23 sondeos magnetotelúricos MT en el valle Nereidas el cual se encuentra al oeste de
la Quebrada Las Nereidas (Figura 3), a elevaciones entre 3000 y 4200 m.s.n.m. Debido a la
complejidad estructural de la zona manifestada en la cartografía geológica disponible, requiere
de un muestreo mayor de sondeos mejor distribuidos, además del incremento en la resolución en
el rango alto de frecuencias (rango AMT). Un factor adicional es que los datos del Valle de
Nereidas obtenidos en 1993 estuvieran afectados por el corrimiento estático de las curvas de
resistividad por efecto de la presencia de sedimentos y productos hidrotermales conductores
7
dispersos en los valles donde se ubicaron las estaciones MT. Adicionalmente a los problemas de
estática, el basamento metamórfico que aflora en varios sectores de la zona de interés contiene
horizontes de grafito que puede elevar en varios órdenes de magnitud la conductividad, lo cual
implica mayor complejidad para establecer con certidumbre el modelo geológico conceptual del
sistema geotérmico noroccidental del Nevado de Ruíz.
En la década de los 1990´s el método MT tuvo avances notables tanto en el desarrollo de
instrumentación, adquisición de mejores datos, así como el desarrollo teórico que ha
proporcionado diversas herramientas y métodos de interpretación complementaria de los datos,
cuyo carácter tensorial y redundante otorgan la ventaja de analizarlos desde diferentes
perspectivas. Es por esta razón el incremento notable de la aplicación del método en áreas y
condiciones geológicas muy diversas que comprenden situaciones cada vez más complejas.
El uso de sondeos magnetotelúricos en la exploración geotérmica está extensamente reportado
en la literatura (Newman et al., 2000; Hersir et al., 2009; Cumming y Mackie, 2010; Manzella et
al., 2010; Raharjo et al., 2010; p.e. Árnason et al., 2012). Hersis y Björnsson (1991) dan una
visión general de la teoría básica y la aplicación de métodos geofísicos, entre ellos MT y sondeos
transitorios electromagnéticos (TEM) en exploración geotérmica. Wright et al. (1985) crearon un
listado de los métodos geofísicos apropiados a este tipo de investigación. Pellerin et al. (1990)
hicieron una evaluación teórica y numérica de los métodos electromagnéticos más precisos y
sugirieron una combinación de métodos que proveen información de resistividad somera en
combinación con métodos de penetración profunda. Sin embargo, la versatilidad que se ha
obtenido en el desarrollo instrumental permite el uso del método MT en un espectro de
frecuencias de banda ancha o BMT, sin que sea necesario utilizar otra metodología combinada
con este tipo de sondeos, excepto para corregir por corrimiento estático. En este trabajo se
reportan los resultados de 105 sondeos magnetotelúricos de banda ancha (BMT) realizados al
NW del VNR.
8
2.
GEOLOGÍA REGIONAL
El Complejo Volcánico El Ruiz (CVNR) forma parte del cinturón volcánico de orientación NNESSW que se extiende por una longitud de 65 km incluyendo distintos estratovolcanes y domos
entre ellos el VNR. El CVNR está en la porción norte de los Andes en una zona de tectónica activa
debido a la subducción de la placa Nazca por debajo de la Sudamericana con una velocidad de
5.4 cm/año en esta región. La subducción tiene lugar desde el Jurásico Temprano.
El VNR, es la estructura más septentrional del CVNR y junto con los volcanes El Cisne y Santa
Isabel (Figura 3) forman un alineamiento con rumbo N30E sobre la traza sepultada de la falla
Palestina formando el eje altitudinal de la Cordillera Central, una pila de productos volcánicos del
complejo cubren en forma discontinua el basamento pre volcánico compuesto por rocas
metamórficas e intrusivas. (Monsalve et al., 1997).
Las unidades geológicas que conforman la cordillera volcánica están formadas por rocas
metamórficas del Paleozoico inferior definido como el Complejo Cajamarca e ígneas intrusivas
que van desde el Cretácico Tardío (Stock de Manizales) hasta el Eoceno Temprano donde se
presentó el emplazamiento de cuerpos intrusivos como el Batolito del Bosque, la cubierta
volcánica en sí, está constituida por depósitos piroclásticos y flujos de lavas principalmente
producidas por los volcanes Cerro Bravo, Santa Isabel y Nevado del Ruiz (Figura 3).
9
Figura 3. Mapa geológico del VNR y sus alrededores, mostrando la ubicación de los sondeos y del pozo
Nereidas. También se señalan los volcanes Santa Isabel, Cisne y Ruiz y la relación que guardan respecto
a la falla Palestina (Adaptado de Mosquera et al, 1998 a y b). Aun cuando se han documentado lavas de
diferente edad en el VNR, en este mapa ellas se agrupan en una sola unidad. Los triángulos indican los
sitios de sondeos magnetotelúricos y el recuadro azul indica la ubicación del pozo Nereidas 1.
El basamento del tramo centro–norte de la Cordillera Central está constituido por rocas del
Complejo Cajamarca el cual además presenta metamorfismo dinámico sobreimpuesto producto
de movimientos tectónicos ocurridos en la Cordillera Central (Monsalve & Méndez, 1997; Nivia,
2001; González, 2001). La deformación pre-cuaternaria ha propiciado fracturamiento de las rocas
metamórficas del basamento propiciando al sector una complejidad estructural
con
fracturamiento distensivo paralelo al vector de máxima compresión tectónica orientada en general
N-S con buzamiento al Este. El complejo Cajamarca tiene intrusiones de granitoides premesozoicos a cenozoicos (Etayo et al., 1986; Restrepo-Pace, 1992) y en el complejo hay bloques
tectónicos apilados con orientación preferencial NE y N-S. Entre las fallas que causan el
10
apilamiento SE en la región del VNR se encuentran las fallas San Jerónimo y Palestina, ubicadas
al oeste y este, respectivamente del área de estudio. La falla Palestina con actividad reciente de
tipo inverso lateral izquierdo no constituye en la actualidad una zona de acortamiento importante,
aunque si una zona de debilidad.
En el área de interés, los análisis petrográficos han mostrado que los esquistos grafíticos y
cuarcitas pueden alcanzar contenidos de grafito del orden de 8,7% de la roca (Rodríguez et al,
1997). En el pozo Nereidas 1 (Figura 4) el segmento de rocas grafíticas incluye tanto esquistos
como cuarcitas y se encuentra a partir de los 760 m de profundidad (Rodríguez et al, 1997;
Monsalve et al 1998). El grafito disminuye la resistividad eléctrica de las rocas en varios órdenes
de magnitud lo que permite explicar zonas de conductividad anómala en la corteza continental a
profundidades de ~10 km (Schwarz, 1990). Estudios y análisis de zonas conductoras de la corteza
terrestre (ELEKTB-Group, 1997, Heise & Pous, 2001; Pous et al, 2004), han mostrado que las
capas de una red conectada de grafito pueden causar anomalías conductoras a profundidades
de la corteza media y superior, con resistividades alrededor de 1 Ωm.
11
Figura 4. Correlación entre la columna estratigráfica y el Pozo Nereidas 1 (Monsalve et al, 1997) y el Modelo
1D del invariante en el sondeo más cercano a este pozo. El basamento metamórfico representado por el
Complejo Cajamarca se encontró desde los 760 metros hasta el fondo del pozo que culmina dentro de esta
unidad litológica. El modelo de profundidad fue obtenido de la inversión 1D (Occam) del invariante del
sondeo NR-03, el más próximo al pozo. Se postula la correlación entre un nivel de resistividad de alrededor
de 10 Ω/m, y los esquistos y cuarcitas grafíticos encontrados en el tramo inferior de la perforación. Nótese
que la columna estratigráfica muestra las litologías así como el grado de alteración hidrotermal y
mediciones de dureza en las mismas.
Hasta el momento los estudios ubican el reservorio geotérmico en la zona del Nevado del Ruiz
en las rocas del Complejo Cajamarca y/o cuerpos intrusivos (Stock de Manizales). La
permeabilidad secundaria en el basamento está dada por fracturas controladas por las fábricas
penetraticas en las rocas metamórficas o por fracturas asociadas a fallas locales y regionales. La
profundidad y extensión del reservorio están relacionadas con la posición estructural de las fallas
de dirección NW respecto al Stock de Manizales en donde se cree que la circulación del agua
subterránea se realiza a través de fracturas conectadas formando subsistemas irregularmente
distribuidos en la masa de rocas y que pueden configurar sistemas de flujo asilados entre sí. Otras
estructuras presentes en el área que posiblemente tienen una gran influencia en el sistema o
12
sistemas hidrotermales son las fallas con orientación N40°-60°W (Villamaría-Termales, Nereidas,
Río Claro).
La capa sello está formada por rocas metamórficas y flujos de lava recientes. Las lavas presentan
zonas de fracturas por enfriamiento desarrollando una porosidad secundaria que ha servido de
escape para fluidos a superficie y formación de manantiales termales. Esta capa sello ha sufrido
alteraciones como argílica avanzada y filica, la primera producida por la interacción de vapores
volcánicos (H2S) con la roca produciendo minerales arcillosos como caolinita, ilita, esmectita; por
la oxidación del H2S ocasionando la formación de sulfatos y de aguas sulfatadas. La presencia
de minerales de alteración en la zona argílica avanzada se da de manera aleatoria en el área y
la ocurrencia de los sulfatos se concentra en lugares de salida a superficie de aguas termales y
vapor, precipitando el azufre nativo, natroalunita, alinita y woodhousita.
La cadena volcánica conformada por el Nevado del Ruiz, Nevado del Cisne, el Nevado de Santa
Isabel y Paramillo de Santa Rosa tiene una alineación NNE y una longitud de 16 km. La formación
de la cadena inicio hace aproximadamente 2 Ma. Diferentes autores han propuesto la existencia
de una cámara magmática somera basándose en análisis sismológicos (Muñoz et al. 1990;
Londoño, 1996; Londoño y Sudo, 2002; Raigosa y Bohorquez, 2002; Vargas et al., 2006).
Londoño y Sudo (2002) plantearon un modelo de tres zonas con bajas velocidades para ondas P
y S (Vp y Vs), la primera zona identificada con valores bajos de Vs se encuentra entre 2 y 4 km
de profundidad debajo del cráter, la segunda con Vp y Vs bajas entre 5 y 10 km y la tercera zona
con bajas Vp y Vs entre los 10 y 12 km buzando E-SE (Figura 5). En el modelo propuesto por
Londoño y colaboradores las zonas con Vp /Vs bajas se interpretan como zonas de flujo
hidrotermal, las zonas con valore Vp/Vs altos se interpretan como zonas de cuerpos intrusivos
con fusión parcial en lugares donde se encontraban valores bajos de Vs. Schaefer (1995) se
enfoca a los productos efusivos de la historia del volcán, sugirió la existencia de una cámara
magmática superficial, además presentó un modelo en el que el sistema volcánico evolucionó
inicialmente como un sistema homogéneo y cambió a uno heterogéneo con varias cámaras
magmáticas. Existen marcadas coincidencias entre estudios petrológicos y geofísicos que
sugieren la existencia de una cámara magmática somera que ha experimentado re-inyecciones
periódica, por lo menos durante los últimos 6000 años. Con base a estudios ya mencionados se
entiende el modelo hidrotermal en el que la fuente de calor para el sistema geotérmico está
relacionado una cámara superficial en el sector del Nevado del Ruiz. En términos generales se
interpreta al VNR como un sistema geotérmico ideal el cual puede desarrollar uno o varios
13
sistemas hidrotermales relacionados a uno o diferentes fuentes de calor (cámaras magmáticas)
debajo del mismo volcán.
Figura 5. Modelo esquemático de la actividad del VNR, corte E-W. (Londoño et al., 2002).
2.1. MARCO TECTÓNICO REGIONAL
La construcción del relieve andino en Colombia ha sido resultado de la interacción del borde NW
de Suramérica con el Bloque Andino y las placas del Pacífico (Farallón, Nazca) y Caribe
(Toussaint, 1994; Kellogg et al., 1985; Cortés et al., 2005). Scheidegger y Schubert (1989)
argumentan que la dirección del empuje tectónico es aproximadamente constante en todas las
regiones montañosas, desde el límite entre Ecuador y Colombia, hasta la Cordillera de la Costa
en Venezuela. Su orientación está entre 130° y 151°, es decir, aproximadamente normal al rumbo
del frente oriental de los Andes.
Respecto a Suramérica, la placa del Caribe tiene un movimiento en dirección SE a una velocidad
de 20 mm/año, mientras que la tasa de convergencia de Nazca, que subduce al bloque Andino
14
es de 53 a 60 mm/año (Trenkamp et al, 2002; Cortés & Angelier, 2005, Colmenares & Zoback,
2011). Por otra parte, la inversión de mecanismos focales de terremotos superficiales, sugieren
que adentro del Bloque Norte de Los Andes, existen al menos dos grandes dominios de régimen
de esfuerzos con orientaciones diferentes. Ego et al (1996) encuentran que al sur de 5°N el tensor
de esfuerzos presenta máxima compresión fundamentalmente E-W, mientras que al norte de esta
latitud, la compresión máxima tiene un rumbo NW-SE. Cortes y Angelier (2005) identifican tres
regiones cuya orientación del tensor de esfuerzos difiere entre sí. La región que abarca el NE de
Bloque Andino al norte de los 4°N, presenta un tensor de esfuerzos con máxima compresión
orientada WNW-ESE a NW-SE, mientras que en la región contigua al W, el tensor propuesto
presenta máxima compresión NW-SE en la parte continental y E-W hacia la fosa de subducción.
Finalmente, Colmenares y Zoback (2011) identifican dentro del bloque de los Andes colombianos,
dos grandes provincias con tensores de esfuerzos homogéneos. En la región Norte (aprox. al
norte de 4°N) la dirección de compresión máxima es en general NW-SE, mientras que al Sur de
4°N, la orientación de la máxima compresión es E-W, la zona de transición entre estos dos
dominios tectónicos se encuentra entre los 4° y 5° de latitud norte (Ego et al., 1996; Cortes &
Angelier, 2005), el VNR se encuentra dentro de esta zona, la Figura 6 muestra la ubicación del
VNR (estrella) en la Cordillera Central entre los valles del Cauca y Magdalena, la posición del
volcán en el vértice que separa las cordilleras Occidental y Central en la porción SW de Colombia,
sobre el cambio de azimut del frente del eje de las cordilleras evidentemente es un reflejo de la
complejidad estructural del entorno de CVNR durante el Cuaternario, lapso en el cual se
desarrolla el proceso volcánico del Ruiz, el sector ha sido sometido a una compresión máxima
variando entre E-W a NW-SE. Se han documentado compresión E-W en el Holoceno en la
vertiente oriente del Rio Cauca lo cual explica el acortamiento en la Cordillera Central a 4.5° latitud
Norte (López, 2006). Para el noroccidente Colombiano Guzmán et al., (1998) postulan un tensor
de esfuerzos con dirección variante de NNE-SSW a NE-SW. La zona de transición entre estos
dos dominios tectónicos podría presentar efectos simultáneos o sobrepuestos de uno y otro
régimen.
15
Figura 6. Mapa con acercamiento en la zona del vértice en la Cordillera Central y la afectación que tiene el
VNR (modificado de Islam y Hayashi, 2009). Las líneas negras representan sistemas de estructuras
regionales y las flechas la dirección en que se inclina el plano de falla inversa. Los puntos rojos son volcanes
activos (UPME, 2003; Méndez-Fajury, 1989) en las cordilleras Central y Occidental. La estrella ubica el
VNR en la Cordillera Central.
En el Valle del Cauca, aproximadamente a una latitud de 4.5 N se ha documentado la existencia
de compresión E-W durante el Holoceno que ha acortando toda la unidad del piedemonte
occidental de la Cordillera Central (López, 2006). Guzmán et al. (1998) plantean un modelo de
deformación cortical durante el Cuaternario en el sector noroccidental colombiano. En la
Cordillera Oriental de Colombia se ha logrado identificar la existencia de paleo-esfuerzos; durante
el Paleoceno Tardío al Eoceno Temprano un régimen de esfuerzos con dirección de compresión
E-W a WSW-ENE y durante el Oligoceno y en las estructuras post-Mioceno y Cuaternario un
régimen de esfuerzos con dirección de compresión NW-SE a NWN-ESE (Cortés et al., 2005).
16
En resumen, el Bloque Andino en Colombia durante el Cenozoico se han formado al menos dos
provincias tectónicas: una al sur relacionada con la convergencia de la placa de Nazca que
produce un tensor con máxima compresión E-W y otra al norte, en la que la convergencia de la
placa del Caribe y Suramérica, determina la orientación de máxima compresión en dirección NW SE. Es decir, durante el Cuaternario, lapso en el cual se formó el VNR, el sector ha estado
sometido a la acción de una compresión máxima variando entre E-W a NW-SE.
2.2. DEFORMACIÓN TECTÓNICA EN EL ÁREA
Modelos de tensores de esfuerzos prevén fallas extensionales con tendencias de fracturamiento
paralelas a la dirección de σ1, es decir en dirección NW-SE a W-E, dichas direcciones
corresponden los trazos de fallas Rio Molinos, Nereidas –Rio Claro, La Cristalina y Termales –
Villa María, entre otras. Además, de la deformación cuaternaria registrada en el basamento
cortical el cual ha propiciado el fracturamiento de las rocas metamórficas del Complejo Cajamarca
desde el Paleozoico al Cuaternario, los episodios intrusivos del Cretácico tardío-Paleoceno
(González, 2001) y el levantamiento topográfico de la cordillera durante la Orogenia Andina,
confieren al sector una complejidad estructural que se manifiesta, entre otros, con fracturamiento
distensivo y trazas de ruptura paralelas al vector de máxima compresión tectónica. El
fracturamiento distensivo más destacado presenta direcciones W-E a WNW-ESE análogas a los
trazos de fallas Nereidas, Río claro, Termales-Villa María y Campoalegre entre otras. Esta
tendencia, junto con la NW-SE está relacionada con las direcciones de compresión máxima E-W
a NW-SE (Guzmán et al., 1998) durante el Neógeno. Este ambiente presenta condiciones
favorables para la circulación de fluidos a lo largo de fallas y fracturas de carácter extensivo con
dirección E-W y de la porosidad secundaria del macizo rocoso abracando la zona del eje de la
cordillera hacia el occidente. Otras tendencias de fracturamiento importantes con relación a la
porosidad secundaria y a la circulación de fluidos corresponden a las fallas Laguna Baja,
Termales de orientación N-S a NE.
17
2.3. SISTEMAS DE FALLA EN EL ENTORNO DEL NEVADO DE RUIZ
El cambio de dirección aparente del lineamiento que separa los valles del Cauca y de Magdalena
en su porción central, se refleja a escala de la zona de estudio, este cambio de rumbo entre los
sistemas de fallas y lineamientos se manifiesta claramente a la escala del levantamiento BMT.
El entorno estructural de la zona de estudio parece ser controlado por tres estructuras importantes
con tendencia NNE–SSW: las fallas El Romeral, Palestina y Mulato (Figura 1). La falla El Romeral
se encuentra entre el Valle del Cauca, al Oeste y la Cordillera Central de Colombia, al este, tiene
una longitud de 1000 km y se comporta como una falla de desplazamiento lateral derecho. En
algunas partes, como es el área del CVNR, su movimiento es inverso y su dirección varía de NESW a N-S. Algunos segmentos en falla el Romeral se encuentra activos y se le relaciona con
sismos someros. Por otro lado, la falla Palestina es considerada una importante zona de debilidad
cortical (Toussaint & Restrepo, 1987) que permite el ascenso del magma alimentando el
volcanismo Cuaternario del Macizo del Ruiz. Es también una falla de deslizamiento lateral
derecho, y al norte, debajo del Macizo, tiene hasta 28 km de desplazamiento lateral (Feininger,
1970). Transverso a las fallas de laterales derechas NNE-SSW, existe un sistema NW-SE, entre
las cuales se encuentran Río Claro, Pereira y Villamaría, parecen ser de edad más reciente que
aquellas de orientación NNE-SSW y contemporáneas al volcanismo del Cuaternario. Varios
geiseirs, fumarolas y fracturas están relacionados a fallas NW-SE. Fallas como Villamaría-Termal,
Pereira y Salento podrían ser laterales derechas, o normales con planos de falla casi verticales,
como Río Claro. Además de estos dos sistemas de fallas, existen dos más: una incluye fallas NESW estas parecen ser más recientes que las de dirección NW-SE, aunque sus trazas superficiales
son mucho más cortas, varios geisers se encuentran relacionados a este tipo de fallas. El otro
tipo de fallas con tendencia N-S se encuentra al sur del VNR.
En este contexto, la Falla Santa Rosa define la dirección NE-SW del sistema que se corresponde
aproximadamente a la orientación de la Cordillera Central, paralelo al Valle de Magdalena entre
4 y 6° de latitud. Por otro lado, la Falla San Jerónimo coincide con la orientación del lineamiento
regional paralelo a la trinchera de la Placa de Nazca, lo cual sugiere una relación con el proceso
de subducción de dicha placa. El sistema de fallas cuya tendencia es preponderantemente NS y
NE-SW, que se manifiesta en las fallas Laguna Baja y San Jerónimo entre otras y se asocian al
Complejo Cajamarca representando el sistema de fallas más antiguo en la región (Mosquera et
al, 1989; Restrepo-Pace, 1992).
18
La Falla Nereidas y otra serie de estructuras paralelas definen un tercer sistema de fallas cuya
orientación es aproximadamente perpendicular al sistema N-S y su origen radica aparentemente,
en los esfuerzos que se concentran en esta región como producto de los recurrentes procesos
de compresión y extensión asociados a la convergencia, así como al supuesto proceso de
rotación que ocurre justo en el entorno del CVNR.
Figura 7. Distribución de fallas geológicas (Paipa, 2012), sector norte de la Zona B, al NW del CVNR en
donde se muestra la ubicación de los sondeos BMT y manifestaciones termales aparentemente asociadas
con dos de las principales fallas del sistema ~EW.. En la esquina superior izquierda se muestra la extensión
de la Zona B.
19
El sistema “secundario” de fallas son fallas extensionales paralelas a la dirección de σ1, este
sistema se considera de origen más reciente respecto al sistema con orientación N-S, definido
entre otras, por las fallas La Cristalina al sur, Río Claro, Q. La Negra, y Nereidas al centro y la
falla Río Molinos al norte Guzmán y otros (1998). Varias de las fuentes termales pueden asociarse
de manera directa a este sistema de estructuras. Es decir, desde el punto de vista del reservorio
geotérmico, el estudio de este grupo de fallas es de importancia fundamental para comprender el
funcionamiento del sistema hidrotermal y eventualmente para predecir las zonas de mayor
permeabilidad potencial y gradiente térmico.
20
3. EL MÉTODO MAGNETOTELÚRICO
3.1. INTRODUCCIÓN
El método magnetotelúrico MT es una técnica pasiva de exploración el cual hace uso del espectro
amplio natural derivado de las variaciones geomagnéticas como fuente de poder para detectar
remotamente las propiedades eléctricas del subsuelo. Los métodos electromagnéticos se basan
en la relación existente entre los campos eléctricos y magnéticos, la medición de las variaciones
en el tiempo permite determinar las variaciones de resistividad eléctrica a profundidad y a lo largo
de un área determinada. La amplitud y fase de estos componentes son dependientes de la
estructura de conductividad eléctrica del subsuelo lo que puede proporcionar una imagen espacial
de las variaciones de la resistividad eléctrica (ρ) o su inverso, la conductividad eléctrica (σ).
A partir de las mediciones de los campos magnéticos y eléctricos en la superficie de la Tierra es
posible generar modelos de resistividad eléctrica que pueden ser interpretados y relacionados a
la porosidad, salinidad, permeabilidad, presión, y temperatura del subsuelo entre otros.
Fenómenos que afectan a las propiedades eléctricas de los fluidos pueden tener un impacto
mayor en las características eléctricas de las rocas (Archie, 1942) incrementando en varios
órdenes de magnitud la conductividad, en caso de no esperar la presencia de fluidos las
variaciones de la conductividad se relacionan más a cambios mineralógicos (Jones et al., 2005).
Una ventaja de utilizar el método BMT en relación con otros métodos electromagnéticos, es la
fuente natural del campo de energía (EM) que mide y se encuentra en constante flujo,
ampliamente extendido en el subsuelo, desde profundidades muy someras hasta decenas de
kilómetros bajo la superficie, convirtiendo la metodología de adquisición relativamente económica
con respecto a la prospección sísmica o a otros métodos electromagnéticos que dependen del
uso de grandes generadores o fuentes artificiales de energía.
La primera publicación que explica los fundamentos del método magnetotelúrico fue realizada
por Tikhonov en 1950. En 1953, Cagniard publica el desarrollo de las fórmulas que relacionan la
componente eléctrica y magnética en un medio estratificado en especial aplicado en sus inicios
a cuencas sedimentarias. Por esta razón, ambos trabajos son considerados fundamentales en el
desarrollo del método. Después de estos trabajos, Wait (1954) mostró que la relación entre Ei y
Hj era sólo válida cuando la longitud de onda de los campos medidos es inferior a la profundidad
21
de penetración. Dmitriev y Berdichevsky (1979) probaron que el criterio de Wait, después
conocido como criterio Wait-Price por los argumentos que aportó este último al tema (Price,
1962), era demasiado restrictivo y mostraron que el modelo Tikhonov-Cagniard es válido si las
componentes horizontales de los campos magnéticos Hx y Hy varían linealmente. Posteriormente,
se llevaron a cabo importantes desarrollos en la formulación teórica e instrumentación que han
logrado ser considerado como uno de los métodos geofísicos de prospección más prometedores.
3.2. FUENTES DE ENERGÍA MT
El rango de oscilación electromagnética de interés magnetotelúrico se encuentra entre 10-4 a 104
Hz, el cual se encuentra en la parte baja del espectro electromagnético. Este amplio intervalo de
frecuencias permite una amplia gama de aplicaciones en la prospección del subsuelo que van
desde unos cuantos metros hasta decenas y en algunos casos, cientos de kilómetros de
profundidad.
La fuente de energía electromagnética natural proviene de las perturbaciones electromagnéticas
producidas por tormentas eléctricas y oscilaciones de corrientes ionosféricas, las cuales inducen
en el subsuelo flujos de corrientes eléctricas cuya distribución depende de las propiedades del
medio en el que se desplazan. Las oscilaciones son causadas por los sistemas de corrientes
ionosféricas creadas por la interacción del viento solar con la magnetosfera. Esta interacción da
lugar a la generación de ondas hidromagnéticas en la magnetosfera que al llegar al límite inferior
de la ionosfera se transforman en campos electromagnéticos y se propagan a través de la
atmósfera hasta llegar a la superficie terrestre. Debido a que la Tierra se comporta como un medio
conductor, el campo primario induce flujos de corriente regional que dan lugar a un campo EM
secundario. La superposición de ampos campos es lo que se observa en la superficie de la Tierra.
Una de las fuentes de frecuencias altas (mayores a 1 Hz) son las tormentas eléctricas que ocurren
en el planeta, parte de cuya energía es convertida a campos electromagnéticos que se propagan
en el espacio ionosfera-superficie de la Tierra, viajando grandes distancias, convirtiéndose en un
fenómeno de carácter global. Aunque existen fluctuaciones en su amplitud, la energía generada
por este efecto es en términos prácticos una fuente de energía continua que puede ser registrada
en cualquier ubicación sobre la superficie de la Tierra (Mala, 1963; Kaufman y Keller, 1982;
22
Vozoff, 1991). Frecuentemente, las mediciones de MT en el rango entre 10 4 y 1 Hz se conocen
como sondeos Audio-magnetotelúricos (AMT).
La actividad electromagnética de más bajas frecuencias (entre 1 y 10-4 Hz) es dominada por
ondas hidromagnéticas en la magnetosfera de la Tierra generadas por vientos solares (Campbell,
2003). El viento solar consiste en flujos de partículas cargadas de alta energía iónica eyectada
por el sol y su campo magnético, el cual interactúa con el campo magnético de la Tierra
cambiando su forma y características eléctricas. Las corrientes de la ionosfera y magnetosfera
que surgen cuando el plasma emitido por el sol interactúa con el campo magnético de la Tierra
inducen campos electromagnéticos en el rango de bajas frecuencias MT además de ser causa
de muchos otros fenómenos EM planetarios. La interacción entre los vientos solares y los gases
en la ionosfera resulta de varios procesos que produce el campo electromagnético que viaja por
las capas más bajas de la atmosférica hasta alcanzar la superficie de la Tierra. Esta interacción
también es responsable de las auroras boreales en el Norte y Sur del planeta. Alrededor de 1 Hz,
que es el límite de la actividad eléctrica inducida por la interacción de los vientos solares con la
ionósfera, existe un rango de frecuencias (0.5 – 5 Hz o 0.2 y 2 s) conocido como la banda muerta
en donde el espectro del campo electromagnético es mínimo y produce señales MT de baja
amplitud. García y Jones 2002.
De acuerdo al comportamiento de las ondas electromagnéticas en conductores, la penetración
de la onda dependerá de la frecuencia de oscilación, es decir la frecuencia de los campos
electromagnéticos se relaciona directamente con la profundidad efectiva de investigación del
método. Es decir, mientras más baja la frecuencia de los campos mayor la profundidad de
penetración de los mismos, además de que si la resistividad del subsuelo aumenta mayor aún
será la penetración de investigación de la energía EM de baja frecuencia en el subsuelo.
3.3. ECUACIONES DE MAXWELL
La base del método MT y otras técnicas de exploración electromagnética está basada en el
fenómeno de inducción y propagación de las ondas EM que se describen a partir de las
ecuaciones de Maxwell. Estas ecuaciones, describen la propagación de los campos EM en la
Tierra están dadas por:
23
xE  
B
t
xH  J 
(3.1)
D
t
(3.2)
  D  f
(3.3)
 B  0
(3.4)
Donde E (en V/m) y H (A/m), son campos eléctricos y magnéticos, B (T) es la inducción
magnética, D es el desplazamiento eléctrico (en C/m2), J (A/m2) es la densidad de corriente de
conducción y ηf es la densidad de cargas eléctricas libres (en C/m 3). La primera de estas
ecuaciones representa la ley de inducción electromagnética de Faraday; la segunda es una
extensión de la ley de Ampere, la tercera es la ley de Gauss y la última ecuación expresa
matemáticamente el hecho de que nunca se han observado mono-polos magnéticos.
Para un material isotrópico lineal se pueden derivar las relaciones entre los campos, llamadas
relaciones constitutivas, que son auxiliares en la solución de las ecuaciones de Maxwell para
situaciones específicas, definidas como:
B  H
(3.5)
D  E
(3.6)
J  E
(3.7)
Donde µ, ε y σ son parámetros físicos que determinan las propiedades del medio en que se
propagan los campos y representan susceptibilidad magnética, permitividad eléctrica y
conductividad eléctrica respectivamente.
La ley de Faraday establece que un campo eléctrico (E) que circula en un medio físico induce un
campo magnético (B) en dirección perpendicular. Similarmente, la Ley de Ampere establece que
la presencia de un flujo magnético induce un campo eléctrico de tal forma que la magnitud del
campo magnético es igual al flujo de corriente total. Para el caso de materiales terrígenos y
considerando que a frecuencias inferiores a ~100kHz las corrientes de desplazamiento puede ser
despreciadas comparadas con las corrientes de conducción (  2 0  0 ) por lo que la Ec.
3.2 se simplifica a:
∇𝑥𝐻 = 𝜎𝐸
(3.8)
24
Debido a que los campos EM son periódicos y dependientes del tiempo pueden ser representados
a partir de funciones harmónicas (e-iω t) en términos de la frecuencia angular ω, donde se puede
deducir la ecuación de onda en el aire:
2E   2 0 E  0
(3.9)
La señal electromagnética en el aire viaja como una onda puesto que la conductividad del medio
puede ser ignorada debido a la extrema alta resistividad del aire (~109Ωm) comparada con la
resistividad del subsuelo (10-1 -105 Ωm). A causa del gran contraste de resistividad en la interface
Tierra-aire, la mayoría de las ondas EM incidentes son reflejadas en la superficie. Solo una
fracción de la señal penetra a la Tierra, en donde el fenómeno de propagación se convierte de
tipo difusivo.
Por otro lado, las variaciones de permitividad eléctrica y permeabilidad magnética de las rocas
del subsuelo son despreciables comparadas con las variaciones en la resistividad eléctrica
(Zhdanov y Keller, 1994). Por lo que, los valores de ε y μ adquieren los valores de estas
constantes que tienen en el espacio libre, es decir: ε = ε0 = 8.85x10-12 F/m y μ = μ0 = 1.2566x10-6
H/m). Así que se puede demostrar que el campo eléctrico inducido en la Tierra se puede describir
a partir de la ecuación de difusión:
2E  i 0 E
(3.10)
Y de manera análoga para el campo magnético cuyo desplazamiento se puede describir por una
ecuación similar de difusión
2B  i 0 B
(3.11)
Estas ecuaciones describen la difusión electromagnética casi-estacionaria en el interior de la
Tierra.
3.4. PROFUNDIDAD DE PENETRACIÓN Y RESISTIVIDAD APARENTE
Para el caso de la Tierra, cuando el medio es homogéneo o está horizontalmente estratificado,
todas las corrientes y campos eléctricos y magnéticos son prácticamente horizontales
independientemente de la dirección en que penetren en el subsuelo, lo cual es posible debido a
la relativa alta conductividad del medio terrestre con respecto al aire. La velocidad de las ondas
25
electromagnéticas (EM) en el subsuelo es menor en varios ordenes de magnitud que su velocidad
en el aire, además de que las corrientes y campos eléctricos son perpendiculares a los campos
magnéticos asociados (Figura 8).
Figura 8. Onda transversal electromagnética con 60º de cambio de fase entre las componentes eléctricas
y magnéticas. En bajas frecuencias de medición de MT, el desplazamiento de corriente resulta
discriminatorio y los campos EM se propagan vía difusión. Sin embargo, el concepto de fase resulta
fácilmente ilustrado por ondas transversales.
La descripción matemática de los campos Ex y Hy variables en el tiempo y perpendiculares entre
sí propagándose en un medio conductor uniforme e isotrópico está dada por
H y  H o e  i
t  i 1z/ d
(3.12)
E x  Eo eit i1z/ d
(3.13)
con
Eo  1  i  imdH o / 2
(3.13)
Estas expresiones describen la variabilidad de los campos EM, el subíndice “o” indica el valor del
campo en la interface aire-tierra, ω es la frecuencia angular,  susceptibilidad magnética, t tiempo
y  “skin depth” o profundidad pelicular. La profundidad de penetración de los campos EM al
interior de la tierra está relacionada de manera inversa con la conductividad de las rocas en el
subsuelo: mientras más conductivas sean menor será la penetración de dichos campos. El skin
depth está dada por
 = (2/ω)1/2 metros  ½ ( / f)1/2 km
(3.14)
En donde ,  y f son la conductividad eléctrica, la resistividad y la frecuencia respectivamente.
Tomando el cociente entre los valores del campo eléctrico y magnético se tiene
Ex / Hy = [(1-i) ω]/2 Ohms = (1-i)( ω/2)1/2
(3.15)
26
Como Ex y Hy pueden registrar frecuencias específicas y  varía muy poco de o para la mayor
parte de las rocas del subsuelo, el cociente Ex/Hy proporciona la relación existente entre la
conductividad eléctrica y los campos medidos. Despejando la conductividad se tiene la expresión:
1/2 = (1-i)(ω/2)1/2 (Hy / Ex)
(3.16)
Reescribiendo en términos de la resistividad, el recíproco de la conductividad eléctrica
xy 
1 Ex
 H y
2

1

Z xy
2
(3.17)
Cuando  se calcula a partir de los valores medidos de E y H se conoce como resistividad
aparente o a del subsuelo a una frecuencia específica. Así, para el caso de un medio homogéneo
o estratificado la ecuación comúnmente es expresada en forma general como:
a 
1

Z
2
(3.18)
El cociente de Ei y Hj a cada frecuencia se conoce como la impedancia Zij para los componentes
i y j a esa frecuencia. Debido a que los campos E y H difieren en fase incluso en un medio 1D, Zij
es también un número complejo. La diferencia de fase entre las componentes de los campos
eléctricos y magnéticos en términos de la impedancia está dada por
 Im(Z ij ) 

 Re(Z ij ) 
ij  tan 1 
(3.19)
D onde Im(Z ij ) representa la parte imaginaria del tensor impedancia y Re(Z ij ) su parte real. En
una tierra homogénea la diferencia de fase de los campos electromagnéticos es de 45º, pero este
valor aumenta cuando las ondas EM atraviesan materiales conductivos y decae cuando penetra
capas más resistivas (Lazaeta, 2001) en un medio estratificado.
3.5. TENSOR DE IMPEDANCIA ELECTROMAGNÉTICA.
La relación de la amplitud y la fase entre los radios ortogonales horizontales de los campos
eléctricos y magnéticos de la superficie es representada por la impedancia electromagnética,
27
contiene información de la direccionalidad y dimensionalidad geoeléctrica de la Tierra,
simplificando el límite de los casos. En un medio donde la conductividad podría o no ser constante
a lo largo de una dirección horizontal presentando un cambio en direcciones horizontales y/o
verticales, la dirección donde la conductividad es constante es conocida como strike geoeléctrico
o strike. En general, para un medio estructuralmente complejo cuando ninguno de los ejes
coordenados se encuentra alineado al strike, en un sistema coordenado donde X apunta al norte,
Y al este y Z es la profundidad, los cuatro elementos del tensor de impedancia Z tienen valores
diferentes de cero. Las componentes magnéticas en la dirección X inducen parte de las corrientes
eléctricas a lo largo de X pero también a lo largo del eje Y del flujo eléctrico, y lo mismo ocurre
con las componentes magnéticas en la dirección Y. El resultado es que las componentes del
tensor Z de rango 2, están mezcladas y son diferentes de cero lo que representa un medio
tridimensional o 3D. Es necesario recalcar que el concepto de dimensionalidad está relacionado
estrechamente con la escala, es decir que una situación estructuralmente compleja puede variar
en el amplio rango de frecuencias que mide el método MT (10 4-10-4 Hz).
En forma matricial el tensor de impedancia se expresa como:
 Zxx Zxy 
Z 

 Zyx Zyy 
(3.20)
y se relaciona linealmente con los campos EM naturales a través de la ecuación vectorial:
E  ZH
(3.21)
representa el sistema un sistema de dos ecuaciones y las cuatro incógnitas elementos del tensor.
Es decir
Ex  Z xx H x  Z xy H y
(3.22)
Ey  Z yx H x  Z yy H y
(3.23)
En realidad se trata de un sistema de dos ecuaciones con ocho incógnitas debido a que los
elementos del tensor son números complejos pues relacionan a los campos eléctrico y magnético
a través no solo de su magnitud o intensidad, sino también de su desplazamiento relativo o fase.
Para resolver este sistema de 2 ecuaciones y 8 incógnitas, y en vista de que la impedancia de la
tierra no cambia rápidamente a profundidad, se toman promedios de Zij sobre bandas de
frecuencia incluyendo viarios puntos en cada una de ellas evaluados y seleccionados con
técnicas estadísticas. Existen en la literatura diferentes métodos para resolver este sistema, pero
28
el comúnmente usado por el software comercial es el que describe Madden y Nelson (1964). Las
expresiones que proponen para evaluar los elementos del tensor son las siguientes:
Z xx 
Z xy 
Z yx 
Z yy 
Ex A * H y B *  E x B * H y A *
(3.24)
Hx A* H y B *  H xB * H y A*
Ex A * H x B *  Ex B * H x A *
(3.25)
H y A* H x B *  H y B * H x A*
Ey A * H y B *  Ey B * H y A *
(3.26)
Hx A* H y B *  H xB * H y A*
Ey A * H x B *  Ey B * H x A *
(3.27)
H y A* H x B *  H y B * H x A*
En donde A* y B* son los complejos conjugados de cada una de las componentes del campo EM
transformadas al dominio de la frecuencia Ex, Ey, Hx o Hy.
Una vez calculados Zij se pueden sustituir los valores obtenidos de regreso a las ecuaciones
anteriores ( Ex = ZxxHx + ZxyHy y Ey = ZyxHx + ZyyHy) para estimar los valores teóricos de las
componentes Ex y Ey y compararlos con los medidos con la instrumentación. Estos valores se
predicen a partir de Hx y Hy, dependen solamente del campo magnético horizontal. Se escoge la
referencia magnética debido a que sus componentes tienen un mayor grado de independencia y
estabilidad, las desviaciones de los valores estimados con los reales se atribuyen a
contaminación EM o errores de adquisición y/o procesamiento. A partir de los valores obtenidos
de Zij es posible calcular teóricamente la variación de las resistividades y fases en función de la
frecuencia usando las expresiones:
1
𝜌𝑖𝑗 = 𝜔𝜇 |𝑍𝑖𝑗 |
2
(3.28)
𝐼𝑚 (𝑍 )
∅𝑖𝑗 = 𝑡𝑎𝑛−1 [ 𝑅𝑒 (𝑍 𝑖𝑗) ]
(3.29)
𝑖𝑗
29
3.6. TIPPER
La relación entre el campo magnético vertical y el campo magnético horizontal se utiliza para
obtener el “tipper” u “operador de inclinación” (Vozoff, 1991), el cual es sensible a los cambios
laterales de conductividad. Los valores del campo magnético se miden mediante un arreglo
perpendicular de dos bobinas de inducción colocadas en posición horizontal, una de ellas con
orientación hacia el Norte y la otra con orientación hacia el Oeste, y una tercera bobina en posición
vertical para medir el campo Hz.
La ley de Faraday relaciona las variaciones del campo eléctrico y magnético inducido de la
siguiente forma:
xE   
H
t
(3.30)
E y H son perpendiculares y existe una componente vertical de H cuando ΔxE también tenga una
componente vertical, lo cual ocurre en presencia de discontinuidades laterales de conductividad.
La componente vertical del campo magnético Hz se relaciona linealmente con las componentes
horizontales Hx y Hy por:
H z  Tx H x  Ty H y
(3.31)
Donde Tx y Ty son los elementos complejos del tipper,
su magnitud y fase están dadas
respectivamente por:
T 
Tx  Ty
2
2
(3.32)
y
𝑇𝑦
∅ = 𝑡𝑎𝑛−1 (𝑇𝑥 )
(3.33)
Las componentes del tipper (Tx, Ty) se estiman a partir de la medición de Hz, Hx, y Hy de manera
análoga a los elementos de la impedancia, es decir, a partir de los productos espectrales, en este
caso de las tres componentes del campo magnético, tomando el promedio de registros contiguos
de tal forma que se obtienen dos ecuaciones complejas con dos incógnitas también complejas:
H z H x*  Tx H x H x*  Ty H y H x*
(3.34)
H z H *y  Tx H x H *y  Ty H y H y*
(3.35)
30
El tipper magnetotelúrico interpretado como un “operador de inclinación” es sensible a los
cambios laterales de conductividad y su magnitud es una medición de “inflexión” del campo
magnético fuera del plano horizontal (Vozoff, 1991). Las partes real e imaginarias de (Tx, Ty)
definen vectores en el plano cuya magnitud y orientación representan características del
subsuelo. En particular se ha demostrado que los vectores estimados a partir de la parte real del
tipper, llamados vectores de inducción, los cuales de acuerdo a la convención de Parkinson,
apuntan hacia zonas de concentración de conductores. La Figura 9 muestra esquemáticamente
cómo varía la magnitud de los vectores en presencia de una discontinuidad lateral de
conductividad.
Una importante característica de los vectores de inducción es que son independientes de las
impedancias electromagnéticas derivadas de las mediciones de los campos eléctricos y
magnéticos. Por lo tanto, contienen información independiente sobre la estructura geoeléctrica
del subsuelo y no es afectado por distorsión galvánica.
Figura 9. Vectores de inducción (componente real, convención de Parkinson). Flechas oscuras denotan los
vectores de inducción y anillos circulares muestran las líneas del campo magnético en un punto.
31
4. METODOLOGIA MT
4.1. LOCALIZACIÓN DE ESTACIONES Y CONDICIONES DE CAMPO
Del estudio de pre-factibilidad (CHEC 1983; GEOCÓNSUL 1992) se consideraron dos perímetros
que definen dos zonas objetivo. La primera se trata de una región al NE del VNR y la otra se
localiza al W y SW del mismo (Figura 2). Esta última también conocida como área de NereidasBotero-Londoño se encuentra ubicada en el flanco W del VNR, en la Cordillera Central de
Colombia, aproximadamente a 18 km al SE de la ciudad de Manizales dentro del municipio de
Villa María en el Departamento de Caldas. El área seleccionada para este trabajo comprende una
superficie de aproximadamente 100 km2.
La instalación de cada sondeo de banda ancha (BMT) dependió en gran medida de la
disponibilidad de espacios adecuados dependiente a la rugosidad del terreno. Se interpretaron
89 de un total de 105 sondeos medidos (Figura 10). Para el estudio se utilizaron cuatro sistemas
de adquisición Phoenix, dos modelo V8 y dos modelo MTUA-2000. Ambos de 5 canales, tres para
el registro del campo magnético (Hx, Hy, Hz) y dos para el campo eléctrico (Ex y Ey).
Los sondeos fueron referenciados al datum Bogotá del elipsoide internacional, en el sistema de
proyección Gauss-Kruger. Las mediciones se llevaron a cabo en dos partes; la primera en el
rango AMT (104 a 10 Hz) y la segunda en el rango de frecuencias altas y medias de MT (10 a 10 4
Hz) con tiempos de adquisición de 1 a 3 horas y de 12 horas respectivamente. El procesado e
interpretación de los datos se realizó utilizando procedimientos para la estimación espectral
(Phoenix, 2012), análisis de dimensionalidad (Bahr, 1988, 1991) e inversiones 1D (Occam) y 2D
(Rodi y Mackie, 2001) estándar. El nivel de ruido EM ambiental, el cual se refleja como una
componente AC añadida a la señal, fue en general inferior a los 10mVAC que caracteriza a la
zona con bajo ruido cultural, excepto en el entorno (~200 m) de líneas de baja tensión, o como
se ha comentado anteriormente, en la cercanía de cercas electrificadas usadas para confinar el
ganado, que son frecuentes en los sitios disponibles para ubicar estaciones. Sin embargo, la
mayor parte de las veces fue posible desconectar las más cercanas a los sitios de medición.
Se realizaron tres campañas de adquisición de datos de aproximadamente 20 días cada una y
dos brigadas compuestas por un operador, un observador y dos ayudantes. Se midieron un total
de 105 sondeos BMT, de los cuales 7 de ellos presentaron severos problemas de ruido por lo
32
cual no fueron incluidos en la interpretación. En el Anexo 1 se proporcionan las coordenadas y
nomenclatura de los sondeos efectuados para este estudio. La Figura 10 muestra la distribución
de los sondeos en la zona de Botero-Londoño, al NW del CVNR.
Figura 10. Ubicación de sondeos BMT realizados en el área de estudio.
La ubicación de las estaciones magnetotelúricas dependió fuertemente de los espacios
disponibles a lo largo de brechas y caminos rurales para instalar las estaciones. Debido a la
escasa disponibilidad de espacios por la topografía abrupta de la región (Figura 11), la longitud
de los dipolos eléctricos y el ruido cultural generado por cercas eléctricas utilizadas para confinar
el ganado fueron algunos de las limitantes en la instalación de las estaciones. En general, se
requiere de una superficie de 50 x 50 m para el arreglo de los sondeos y una distancia mínima
33
de las cercas electrificadas de aproximadamente 200m en caso de estar conectadas a la
corriente.
Figura 11. Imágenes que muestran la topografía abrupta del lugar.
4.2. EQUIPO UTILIZADO
Para la ubicación de los sondeos se utilizaron instrumentos de posicionamiento global (GPS) y
las coordenadas se refirieron al datum Bogotá. En campo se utilizaron dos computadoras
portátiles para la transferencia de los datos y comunicación con los instrumentos. Para la
adquisición de datos se utilizaron cuatro sistemas de adquisición marca Phoenix, dos modelo V8
y dos modelo MTU-2000. Estos instrumentos son de última generación, consisten de una unidad
de adquisición, filtrado y amplificación de la señal contenida en un módulo de pre-procesado y
almacenamiento de información. Los 4 equipos registran la señal a través de 5 canales
independientes, tres para la medición del campo magnético (Hx, Hy, Hz) y dos para la medición
del campo eléctrico (Ex y Ey). Para el registro de las componentes del campo eléctrico se utilizan
4 electrodos no-poralizables y otro más para aterrizar el equipo y librarlo de descargas eléctricas
y cargas estáticas. Los instrumentos permiten la medición continua y simultánea de las
componentes horizontales NS y EW de los campos eléctrico y magnético y la del campo
magnético vertical que permite un muestreo de hasta 80 diferentes frecuencias. Los archivos de
datos que resultan de los dos tipos de instrumentos utilizados son perfectamente compatibles
entre ellos por lo que de esta manera se simplifica y agiliza el procesamiento de los mismos. La
Figura 12 muestra aspectos generales de los mismos.
34
a)
b)
c)
d)
Figura 12. Instrumentos de medición MT. Los cuadros a y b corresponden al modelo Phoenix V8 y los c y
d al modelo MTUA-2000.
4.3. PROCEDIMIENTO DE CAMPO
La organización del trabajo en campo fue diseñada con el propósito de instalar por lo menos 4
sitios MT cada día, respetando los tiempos de adquisición de los datos por un periodo de 12 horas
para MT y al menos 2 horas para AMT. Las calibraciones de los equipos se realizaron los días
primeros de cada campaña en los lugares de medición. Los archivos de calibración se utilizan
durante el procesamiento de cada uno de los sondeos adquiridos posteriormente. Para mayor
organización se realizó un mapa plan, donde se identificaban los mejores prospectos para la
instalación de las estaciones cada día, dependiendo de la topografía se recalcaban los sitios que
fueron instalados con éxito y/o aquellos que fueron reemplazados por otros mejores.
El arreglo usual de las estaciones fue la ubicación de la estación magnetotelúrica en la parte
central, normalmente lejos de cercas eléctricas y zonas inundadas. De esta manera, el terreno
se divide en cuatro cuadrantes y se coloca un dipolo eléctrico orientado N-S apuntando al norte
magnético y otro perpendicular orientado E-W con longitudes de 30 a 50 m cada uno (Figura 13).
35
La señal de entrada del campo eléctrico horizontal es proporcional a la diferencia de potencial
entre cada par de electrodos multiplicada por su longitud, es decir, entre mayor es la longitud del
dipolo mayor será su potencial medido, por lo que resulta ideal la mayor separación posible de
los dipolos. La instalación de un electrodo se realiza haciendo un pequeño hueco en la tierra de
aproximadamente 30 a 60 cm de profundidad, previamente humedecidos con agua y con un lodo
pastoso en el fondo para mejorar el contacto con el suelo (Figura 11).
Figura 13. Diagrama que muestra esquemáticamente la distribución de los diferentes componentes que se
requieren para una estación AMT-MT. El rectángulo gris representa la unidad de adquisición (V8 o MTU2000 en este caso).
Una vez colocado el electrodo, el pozo se cubre con tierra para mantener las condiciones de
temperatura y humedad estables. Los dipolos son tazas porosas, contienen un electrolito sellado
de Pb-Cl que facilita el paso de pequeñas corrientes eléctricas naturales al instrumento. Una vez
enterrados los electrodos se conectan al instrumento añadiendo la longitud del cable requerido.
Un quinto electrodo se coloca en el centro del arreglo el cual funciona como descarga a tierra
para protección del instrumento y referencia eléctrica (Figura 14).
36
a)
b)
c)
d)
e)
f)
Figura 14. Aspecto de los sensores magnéticos y tazas porosas de los dipolos eléctricos y de su instalación.
a) Orientación de los dipolos al inicio del sondeo, b) taza porosa (Cl-Pl) no polarizable para contacto con el
suelo, c) pozo cavado para el electrodo y una garrafa con agua para verter en el primero, d) electrodo
insertado en una pasta de lodo húmeda para reducir la resistencia de contacto con el suelo, e) sensores
magnéticos MTC50H utilizados por el equipo MTUA-2000 para el rango MT. Además de estos modelos se
utilizaron para el mismo rango los sensores tipo MTC80H principalmente por los instrumentos V8. Para el
rango AMT ambos tipos de instrumentos utilizan los sensores AMTC30. f) nivelación y orientación de un
sensor magnético conectado previamente al cable que lleva la señal al instrumento, mostrado antes de
extenderlo.
Tres sensores magnéticos registran dos componentes del campo magnético horizontal (HNS, HEW)
y una vertical (HZ), formando un sistema cartesiano. La colocación de los dipolos divide el terreno
en cuatro cuadrantes en tres de los cuales se colocan las tres bobinas. La colocación de los
sensores magnéticos se hace dentro de pequeñas zanjas excavadas para este propósito, cuya
profundidad no es mayor a 50 cm. Una de ellas se orienta N-S, y otra E-W además de que se
excava un pozo vertical para el sensor Hz. Cada uno de los sensores es orientado y nivelado
cuidadosamente con una precisión mayor a 0.5°. Al enterrar las bobinas se reducen los cambios
de temperatura de los sensores y se estabilizan lo que resulta en mejores datos pues de esta
manera se reduce el ruido debido a vientos fuertes, además de reducir las fluctuaciones en su
respuesta por fluctuaciones en las condiciones de temperatura durante el periodo de medición.
Para evitar problemas de autoinducción e interferencia indeseables los sensores magnéticos se
separan entre 10 y 15 metros de la unidad central y entre 8 y 10 m entre ellos. Los sensores son
conectados a la central con sus respectivos cables procurando que queden lo más cercanos al
suelo para evitar que el viento los haga oscilar y generen ruido a la señal. Ocasionalmente no es
37
posible instalar una estación con los dipolos orientados N-S y E-W debido a lo escaso de sitios
en la zona. En esta situación se tiene la opción de orientar el sitio con otro azimut, pero siempre
manteniendo los dipolos perpendiculares. Esta rotación no degrada en ningún sentido la calidad
de los datos, sin embargo es necesario conocer dicho azimut para girar los datos de regreso al
sistema de referencia del resto de los datos (NS-EW) para que sigan el mismo tratamiento durante
el procesado.
La medición es realizada siempre en dos partes, la primera utilizando bobinas AMT para el rango
alto de frecuencias (104 a 1 Hz) con un tiempo de medición entre 2 y 3 horas, una vez finalizada
la adquisición AMT se cambian de sensores magnéticos para medir en el rango de frecuencias
medias a bajas durante un periodo de al menos 12 horas, esta división dependió del rango de
medición del equipo utilizado. Las series de tiempo adquiridas se almacenan en el equipo en una
tarjeta de memoria removible de 1Gb de capacidad (CompactFlash ®) de la cual se descargan a
una computadora portátil una vez concluida la medición para su posterior procesamiento e
interpretación. Los parámetros de la medición y componentes utilizadas para cada sitio, así como
los periodos de medición y parámetros eléctricos del lugar, se registran en hojas de campo que
son útiles durante el procesado de datos.
38
5. PROCESAMIENTO Y EDICIÓN DE DATOS MT
5.1. INTRODUCCIÓN
El objetivo del procesamiento de datos es extraer un conjunto de funciones respuesta de la señal
de series de tiempo, la reducción de los datos de medición de las series de tiempo para la
estimación de la función de la impedancia electromagnética en el dominio de la frecuencia es
determinada por el procesamiento de las series de tiempo. La impedancia electromagnética
describe la respuesta de la Tierra (la variación del campo eléctrico con el tiempo) a proceso de
entrada (variación del campo magnético respecto al tiempo), los registros de las variaciones
temporales de los campos electromagnéticos están formados por una parte de señal y otra de
ruido. Una serie de tiempo puede contener información en muchos periodos, el primer paso para
el procesamiento de datos involucra pasar del dominio del tiempo al dominio de las frecuencias
por medio de la Transformada de Fourier, esta reducción organiza los datos apilados dentro de
bandas espectrales en dominio de la frecuencia.
Para calcular el tensor de impedancias se divide la serie temporal en segmentos. La elección de
la longitud de un segmento es un compromiso entre el número de frecuencias contenido en el
segmento y el número total de segmentos de la serie temporal. Por un lado, la frecuencia de
muestreo y la longitud de cada segmento marcan los límites de las frecuencias que se puedan
distinguir. Por lo tanto, en cuanto más larga la serie temporal más frecuencias pueden ser
reconocidas. Por lo tanto la estimación del tensor de impedancias involucra parámetros
estadísticos, por lo que es importante disponer de un número elevado de segmentos para mejorar
las estimaciones. Como resultado final del procesado de las series temporales se obtiene los
valores de la impedancia y a partir de esta, las resistividades aparentes y fases para cada
frecuencia. Las curvas de resistividad aparente y fase se muestran en el Anexo 3.
5.2. PROCESADO DE SERIES DE TIEMPO
Para llevar a cabo la conversión de las series de tiempo al dominio de la frecuencia se hizo uso
del programa SSMT2000 desarrollado por Phoenix Geophysics. Se descargan los datos de las
tarjetas de memoria y se almacenan en carpetas de registro BMT, subdivididas en parte AMT y
MT, en estas carpetas se visualiza toda la información obtenida, los parámetros que se utilizaron
39
al programar, las condiciones del arreglo, el numero serial de las bobinas con que se trabajó,
operador, los archivos de calibración del equipo y de las bobinas de registro.
Para empezar el procesamiento se deben de convertir las series de tiempo registradas durante
el proceso de adquisición (archivos de extensión A#.TS2, A#.TS3 y A#.TS4 para AMT y archivos
de extensión #.TS3, #.TS4, y #.TS5 para MT) a coeficientes de Fourier, es decir transformar las
series de tiempo al dominio de las frecuencias. Para hacerlo usamos el icono Make PFT del
programa anteriormente mencionado. Se utiliza Measure field ya que son registros de las series
de tiempo. Se utilizan 4 frecuencies for octave pues esta opción proporciona un número razonable
de frecuencias (más de 50 para el rango BMT) para los periodos de medición utilizados. Además
se procesan todas las bandas con lo cual se incluyen todas las frecuencias posibles que se
pueden extraer de las series temporales. En caso de que se conozca de antemano la existencia
de algún ruido cultural y la frecuencia asociada a dicho ruido se puede dar la opción de procesar
por la bandas en particular. El archivo de parámetros generado con extensión .PFT es un archivo
de tipo flotante que puede cambiar de sondeo a sondeo.
Una vez hecho esto se convierten las series de tiempo en coeficientes de Fourier presionando
el icono TS to FT, asi creamos los archivos de extensión #.fc2, #.fc3, #.fc4 (coeficientes de
Fourier) para el caso de información de la banda de AMT. Se utiliza la función Edit PRM el cual
crea un archivo de parámetros para llevar a cabo el procesado robusto; las opciones que se
deben tener en cuenta se muestran a continuación:
a)
Select reference type. Utilizamos la opción Local H, es decir se toma como referencia en
el procesamiento robusto el campo magnético local debido a que es más estable en presencia
ruido cultural que el campo eléctrico local E. Esto se explica en términos de que es más probable
la presencia de distorsiones galvánica o anomalías eléctricas en el subsuelo que generen
variaciones importantes del campo eléctrico. En el caso de que el sitio de medición esté siendo
afectado por condiciones de ruido cultural intenso entonces los datos de este sondeo deben ser
procesados con referencia remota Remote H utilizando el campo magnético de un sitio que se
encuentre libre de ruido y que haya medido simultáneamente al que está afectado.
b)
Select sites for Channels. Se selecciona el archivo tipo con los parámetros de medición
del sitio con extensión #.tbl en los tres campos
40
c)
Select Folders. Se selecciona la carpeta en donde se guardan los resultados de este
proceso.
d)
Select frequencies. All applicable frecuency range, cuando seleccionamos aplicar el
procesamiento robusto a todo el rango de frecuencias estamos tomando toda la información de
los coeficientes de Fourier para llevar a cabo la estimación del tensor de impedancias para todas
y cada una las frecuencias presentes. Eesto generalmente es lo más utilizado en el
procesamiento, aunque se pueden escoger los rangos de frecuencias que uno prefiera incluir en
el proceso.
e)
Set Robust Processing Parameters. Use coherence processing con valor de Coherency
type de 1 (M(Ex,H)*M(Ey,H)). Este tipo de función de coherencia correlaciona cada componente
del campo eléctrico individualmente con el campo magnético (referencia local) para después
multiplicar las dos coherencias y obtener una coherencia total para cada valor de frecuencia. Esto
se hace con el fin de encontrar fluctuaciones anormales en el campo eléctrico que pueden estar
asociadas a ruido. Otra opción es utilizar la coherencia de tipo 4 cuya función es
(P(Ex,H)*P(Ey,H)), esta coherencia parcial principalmente remueve los efectos de las otras
variables dependientes o de salida (Ey, Hz), en las variable independientes (Hx, Hy) medidas,
cuyos valores son las entradas de los sistemas lineales que corresponden al tensor de
impedancias (Z) y al de inducción (Hz).
En la opción Move to next frequency if coherency reaches seleccionamos entre 0.8-0.9 y en
Maximun fraction of estimates to reject usamos entre 0.3-0.5; Luego escogemos la opción Use
Rho variance processing; en el item Move to next frequency if variance reaches seleccionamos
entre 0.85-0.9 y finalmente para la opción Maximun fraction of estimates to reject usamos entre
0.3-0.5. Cuando seleccionamos pasar a la siguiente frecuencia si la coherencia es 0.9 le
indicamos al programa que una vez alcanzada esta coherencia, proceda con la próxima
frecuencia, también cuando le damos el valor de rechazo entre 0.3-0.5 nos referimos a la fracción
de datos que deben ser eliminados para poder alcanzar la coherencia planteada anteriormente;
una nota importante es que a mayor ruido en los datos mayor debe ser tanto el valor propuesto
para la coherencia, como la fracción de rechazo de los datos para poder alcanzar dicha
coherencia.
41
Set crosspower parameters: Se recomienda usar entre 30 y 40 en la opción Maximun
crosspowers (1-100) y activar la opción Rho variance. Al usar la varianza de Rho nos referimos a
una segunda etapa del procesamiento de la coherencia que compara los resultados de los
campos eléctrico y magnético de la primera etapa y selecciona los valores que hayan cumplido
con el criterio de coherencia inicial.
f)
En la selección del número de crosspowers aplicamos 40 generalmente, lo cual
proporciona un mayor muestreo para la hora de la edición. Los crosspowers básicamente son un
proceso donde series de tiempo se dividen las en un numero de segmentos iguales (40
generalmente) para ser transformados al dominio de las frecuencias en donde se lleva a cabo la
estimación de la impedancia, y por lo tanto de las resistividades y fases. Cuando son calculados
los valores para cada frecuencia, las cuarenta estimaciones independientes se promedian para
producir el valor de las resistividades y fases xy y yx a una frecuencia. Si las curvas (que
comprenden a todas las frecuencias) muestran barras de error considerables o son muy difíciles
de suavizar al editarlas, aumentar el número de crosspowers puede ayudar a mejorar los datos
resultantes. Cuando seleccionamos la varianza de Rho para dar el mayor peso a las series,
indicamos que sea el criterio para desechar datos ruidosos. Al seleccionar la opción ordinary
coherence , le estamos indicando que los crosspowers le den mayor peso a los valores de
coherencia calculados sobre los campos E y H, y si asignamos la otra opción de no weight, le
indicamos que sea neutro el cálculo de los crosspowers, es decir, que tengan el mismo peso tanto
la coherencia como la varianza de Rho la estimación de los crosspowers.
g)
Save Robust parameters (PRM) files: Le damos el nombre al archivo de parámetros
generado y le damos save.
h)
Parameters files loaded: Escogemos el archivo creado de parámetros para iniciar el
procesamiento robusto.
42
Figura 15. Ventana del icono Edit PRM del programa SSMT2000.
Para el caso en donde de antemano sabemos que tanto en la referencia (campo Local H
generalmente) como en los valores a procesar (Ex, Ey, Hx, Hy, Hz) se encuentra presente el ruido
cultural, el procesamiento de la coherencia debe ser desactivado para que el ruido no sea
seleccionado al calcular el valor de resistividad y fase (pues el ruido será coherente y será incluido
en el procesamiento final).
Después de editar el archivo de extensión .PRM (Figura 15) vamos al icono Process el cual
ejecutara el procesamiento robusto de la información del registro (Figura 16).
43
Figura 16. Ventana principal del programa SSMT2000 ofreciendo la opción Process sobre la parte superior
derecha.
Una vez que se realizó el procesamiento robusto, se generan los valores de Rho y fase se guarda
en archivos con extensiones #.MTH, #.MTL, #.MTU, #.MTR o #.HMT, #.UMT, #.RMT, #.VMT
dependiendo del rango de frecuencias y tipo de bobinas que se hayan utilizado, como se
muestran en la Figura 17. En este caso se obtuvieron archivos con extensión .EMT y .MMT ya
que se seleccionó una tasa de remuestreo de 4 frecuencias por octava.
Cabe destacar que la diferencia más importante en el procesamiento puede ser la selección de
la referencia o información en base de todo el procesado robusto, ya que la información de más
baja frecuencia es muy sensible a efectos estacionarios y atmosféricos que perturben los
sensores magnéticos y como resultado generan muy alta dispersión en este rango de frecuencias
(además de que la señal es menos muestreada en estos rangos y entre más baja sea, mayor
será la posibilidad de encontrar gran dispersión en la información si el tiempo de medición no es
suficientemente largo).
44
Figura 17. Extensiones de los archivos generados del procesamiento robusto dependiendo de las bobinas
magnéticas utilizadas y de las frecuencias de re-muestreo hechas durante el procesamiento robusto.
5.3. EDICIÓN DE PRODUCTOS CRUZADOS Y CURVAS DE RESISTIVIDAD Y FASE
Una vez que se generaron los crosspowers en el software SSTM2000 se lleva a cabo la edición
de dichos archivos utilizando el software MTEDITOR®.
Inicialmente vamos al icono FILES de este programa y se abren todos los archivos de
crosspowers generados cuyas extensiones varían según sea la banda (AMT o MT) y el tipo de
bobinas utilizadas en la medición (como ya se mostró al final del procesamiento en el SSMT2000);
una vez están cargados los archivos, tenemos una gran variedad de opciones para visualizar la
información generada que se puede manipular en las ventanas a la derecha en la pantalla, las
cuales son: Parameters, Components, Processing, y Files. En la ventana Parameters
encontramos:
a) Impedance (Impedancias)
b) App. Resistivity (Resistividades aparentes: Rhoxy y Rhoyx)
c) Tipper (Parte real del vector de inducción)
45
d) Skew, Ellipt, Strike (Asimetría, Elipticidad y dirección)
e) Spectra (Densidad de energía Vs frecuencias de los campos E y H)
f) Coherence (Coherencia entre los campo E y H)
g) Induction vector (Vector de inducción: componente real (Tipper) e imaginario)
h) Induction vector comp (Componentes reales del vector de inducción: Magnitud, dirección en X,
y dirección en Y)
i) Bostick inverse (Inversion de Bostick )
j) E or H tensor (Tensor de campo eléctrico o tensor de campo magnético)
Para cada uno de los parámetros podemos encontrar asociado en la ventana Components, toda
la información de la cual se componen; por ejemplo, para el parámetro Impedance encontramos
los siguientes componentes:
a) Zxx (Impedancia de Ex/Hx)
b) Zxy (Impedancia de Ex/Hy)
c) Zyx (Impedancia de Ey/Hx)
d) Zyy (Impedancia de Ey/Hy)
e) Zef (Impedancia efectiva)
En tanto que en la ventana Processing encontramos dos opciones para todos los parámetros y
componentes:
a) Loc E (Referencia local eléctrica, normalmente no se usa)
b) Loc H (Referencia local magnética)
Y, en la ventana Files vemos todos los archivos generados en el procesamiento robusto.
46
Figura 18. Ventana inicial del programa MTEDITOR.
De esta forma se puede analizar toda la información obtenida del procesamiento robusto y así
poder seleccionar la más confiable, además también ver el comportamiento de los parámetros
físicos de interés en el medio observado para todas y cada una de las frecuencias presentes en
el sondeo BMT.
En la parte superior de la pantalla (Figura 18) podemos encontrar el icono Polar diagrams, esta
opción nos muestra los diagramas polares de los componentes Zxy y Zxx para un rango de
frecuencias seleccionado (Figura 19), la finalidad de esta función es la de poder ver el
comportamiento de la dimensionalidad del medio en un rango especifico de frecuencias de
registro (Esta función es muy útil a la hora de identificar la dirección de las estructuras principales,
ejes sobre los cuales se encuentran los mayores y menores valores de las impedancias).
47
Figura 19. Ventana de la aplicación Polar Diagrams del programa MTEDITOR.
También podemos encontrar el icono Induction vector, esta función nos muestra la magnitud y
dirección de los componentes reales e imaginarios del vector de inducción para cada frecuencia
(Figura 20), el cual es una medida de direccionalidad e intensidad de los cuerpos conductivos,
según la convención de Schmucker (1970), y que inducen campos magnéticos en el medio.
Figura 20. Ventana de la aplicación Induction Vector del programa MTEDITOR.
48
Después de haber verificado estas y otras funciones descritas anteriormente, se procedió a editar
los crosspowers, el objetivo de esta función es seleccionar los crosspowers que mejor se alineen
en torno a un valor de resistividad y fase simultáneamente, desechar estimaciones de resistividad
(o fase) que se alejan de la media produce curvas de resistividad y fase mucho más suaves pues
en este proceso se eliminan datos con altas desviaciones estándar. Este proceso se lleva a cabo
para cada una de las frecuencias. En el momento de la edición, para rechazar los crosspowers
escogemos el icono Deleting (Ctlr+T) y luego alguno de los siguientes iconos: Hand, Two vertical
lines, Circle, Lasso y Two horizontal lines dependiendo del criterio y forma como se quieran
enmascarar los crosspowers para no ser tomados en cuenta en el nuevo cálculo del valor de la
resistividad y la fase xy y yx a la frecuencia seleccionada.
Figura 21. Ventana de la aplicación Editing del programa MTEDITOR.
En la edición de los crosspowers, el criterio de selección más importante es la dispersión de las
estimaciones independientes de los valores de resistividad y fase que en teoría deberían de ser
idénticas a lo largo de todo el proceso de medición, lo que sin embargo no ocurre. Por ello y
debido a que frecuentemente la razón de dicha dispersión se debe a la disminución de la señal o
el incremento del nivel del ruido durante la medición, se excluyen visualmente los crosspowers
49
más sesgados para un nuevo cálculo de las resistividades y fases (y otros parámetros) con los
más coherentes.
Una vez realizado este proceso para todas las frecuencias posibles los resultados de la edición
para el sondeo seleccionado, éstos se guardan en archivos con las extensiones .MPK o bien en
archivos con extensión .EDI al exportar los mismos resultados.
50
6. ANÁLISIS CUALITATIVO DE LOS DATOS PROCESADOS
6.1. CURVAS DE RESISTIVIDAD Y FASE
Como se comentó anteriormente, las componentes del campo eléctrico y magnético horizontales
E = (Ex, Ey) y H = (Hx, Hy), se relacionan entre sí en el dominio de la frecuencia a través de la
impedancia Z como:
E(ω) = Z(ω)H(ω)
Ec. 6.1
donde
 Zxx
Z=
 Zyx
Zxy 

Zyy 
Ec. 6.2
La impedancia o tensor de impedancia Z es una función de la frecuencia f, que se conoce también
como función de transferencia electromagnética. Los elementos del tensor son números
complejos a partir de los cuales es posible obtener información acerca de las propiedades
eléctricas, estructura y en general distribución de conductores en el subsuelo en el que se
propagan los campos.
Las impedancias Zxy y Zyx son llamadas impedancias principales a partir de las cuales es posible
calcular las resistividades aparentes (xy, yx) y fases (xy,yx) para dos direcciones principales,
perpendiculares una de otra. Esto se hace a partir de la definición de resistividad y fase dadas
por (p.e. Vozoff,1989):
 xy 
1
0
 yx   
Z xy  
1
0
2
Z yx  
Ec. 6.3
2
Ec. 6.4
 Im Zxy   

 Re Zxy   
Ec. 6.5
 Im Z yx   

 Re Z yx   
Ec. 6.6
 xy    tan1 
 yx    tan1 
En donde o es la permeabilidad magnética en el vacío cuyo valor numérico es  0  4x10
7
y ω es la frecuencia angular (2πf).
51
H/m
6.2. MODELOS 1D DEL INVARIANTE
A partir de las curvas de resistividad aparente y fase del invariante , definido como
(Zxy+Zyx)/(Zxy-Zyx), de cada sitio se puede obtener una idea de la estructura del subsuelo a
profundidad a partir de la variación de resistividad en función de la frecuencia. La Figura 22
muestra los ejemplos de los diferentes tipos de curvas 1D obtenidos en la zona de estudio. En
general se observan 3 tipos de comportamiento. El primero consiste en curvas de resistividad
decreciente en función de la frecuencia presentando un incremento leve a frecuencias medias (~
1hz) y tendiendo a valores de ~1 ohm-m a bajas frecuencias (sondeos 6, 91 y 95 en Figura 22).
Ver también Anexo 4 para mayor claridad.
52
Figura 22. Ejemplos de curvas de resistividad y fase de sondeos en la zona de estudio. A la derecha de
estas se muestran los modelos de capas del invariante (Zxy+Zyx)/(Zxy-Zyx).
El segundo tipo de curva sigue el mismo comportamiento excepto para las frecuencias bajas en
donde se observa un incremento en la resistividad (sondeos 66, 26 y 41), en tanto que el otro tipo
de curvas de resistividad (9 y 74) muestra la alternancia de un conductor-resistivo-conductor en
torno a las frecuencias medias (1-0.1 hz). Este tipo de curva se repite en varias zonas del área,
sin embargo, el espesor y la profundidad resultaba muy variable entre los sondeos. En algunas
localidades la profundidad de estas capas resultaba más somera, como en el caso de los sondeos
cercanos al pozo Nereidas I.
Los modelos unidimensionales de profundidad se calcularon a partir de la inversión de las curvas
de la resistividad y fase del invariante (Zxy+Zyx)/(Zxy-Zyx), también llamadas resistividad y fases
efectivas (ρeff y ϕeff). El invariante de la resistividad y fase es calculado a partir del promedio
geométrico de rhoXY y rhoYX, y la fase es calculada por el promedio aritméticos de ambos,
representa una respuesta promedio del subsuelo cuyos valores no dependen de la dirección de
la medición ni de las estructuras y por lo tanto proporcionan una respuesta del subsuelo
“suavizada”, pero que contiene lo rasgos principales de conductividad del sitio cuando la
distorsión EM no es extrema. Se obtuvieron modelos de profundidad a partir de la inversión de
los datos usando un algoritmo Occam (Constable et al., 1987), cuya principal característica es la
generación de modelos suavizados, en contraste con los modelos de capas discretas que se
muestra en el panel derecho de la Figura 23. En esta figura el modelo de capas discretas se
muestra con línea verde y el modelo suavizado obtenido a partir del algoritmo Occam se muestra
con línea color violeta.
53
Figura 23. Ejemplo de modelo 1D del invariante a partir de la inversión Occam (línea roja). La línea azul
representa el modelo de capas discretas. Las gráficas de la derecha muestran los ajustes a los datos de
resistividad (parte superior) y fase (gráfica inferior).
6.3. MAPAS DE RESISTIVIDAD APARENTE DEL INVARIANTE
Se calcularon los modelos 1D del invariante utilizando el algoritmo Occam, para cada uno de los
sondeos medidos. Los resultados a partir de las inversiones 1D del invariante fueron interpolados
para generar cartas de resistividad a diferentes profundidades (Anexo 5) con el objeto de
visualizar la variación de la conductividad eléctrica a profundidad. La Figura 24 muestra las cartas
de resistividad a profundidades de 500, 1000, 3000 y 4000 metros de profundidad en donde se
observa que las zonas de baja resistividad pueden ser asociadas alteraciones hidrotermales o
zonas de alto gradiente térmico, sin embargo la columna litológica del pozo Nereidas I (Figura
25) ha revelado que el Complejo Cajamarca contiene alta conductividad que puede explicarse
por las importantes concentraciones de grafito interconectado que también proporciona una
respuesta similar a la de una anomalía de carácter hidrotermal.
54
Figura 24. Corte de resistividad aparente a 500, 1000, 3000 y 4000 m de profundidad estimada a partir de
la inversión 1D del invariante e interpolada a partir de los modelos obtenidos
Como se puede observar, la resistividad en torno a 1 km de profundidad es predominantemente
de alrededor de 50 ohm-m, que es básicamente diferente a la observada a profundidades más
someras (500 m) y más profundas (2 y 3 km). Los zonas de alta conductividad (~1 a 5 ohm-m)
pueden ser asociadas a zonas de alteración hidrotermal superficial y zonas de alto gradiente
térmico respectivamente con las reservas de la presencia de grafito. En el intervalo de
profundidad entre 1 y 3 km es de esperarse que se localice el reservorio geotérmico de interés.
En algunos de los sitios cercanos a la comunidad de Los Pirineos el área conductora permanece
55
siempre constante hasta profundidades de 3 km al igual que en Playa Larga, Hacienda El Termal,
Los Conventos, al SW de esta comunidad y la zona sur de la comunidad La Pica, como se puede
observar en la figura.
6.4. INVERSIÓN DEL INVARIANTE DE LA IMPEDANCIA (Z)
El análisis visual de los rasgos característicos de la curvas de resistividad de los sondeos
realizados y el modelado unidimensional del invariante de la impedancia eléctrica estimada,
proporcionan elementos objetivos aunque solo aproximados, para establecer límites estructurales
y contrastes de formaciones litológicas que tienen relevancia en el contexto del sistema
geotérmico del Nevado de Ruiz. La Figura 24 muestra la ubicación de los perfiles interpretados
en el contexto de los lineamientos estructurales sintetizados y cotejados colectivamente durante
la reunión técnica de Paipa. Como se puede observar, existe una gran concentración de fallas
geológicas en la zona que interceptan a los perfiles MT modelados, lo cual supone una
dependencia de la conductividad eléctrica del subsuelo con la distribución y orientación de las
dichas fallas las cuales condicional el comportamiento de los campos electromagnéticos medidos
en campo. Sin embargo, el invariante del tensor de impedancia dado por (Zxy+Zyx)/(Zxy-Zyx) se
considera un proxi adecuado para analizar la estructura del subsuelo puesto que es
independiente de la dirección de medición o del strike eléctrico y por lo tanto del sistema de
referencia de Z en los modelos 2D.
La Figura 25 muestra las secciones de resistividad en función de la profundidad obtenidas de la
interpolación de los modelos 1D del invariante. En cada uno de los perfiles modelados se
proyectan las fallas geológicas cartografiadas en superficie correspondientes a puntos de
intercepción con cada uno de ellos. Como se puede observar en la figura, la posición de dichas
fallas muestra en su mayoría buena correspondencia con las variaciones laterales de la
conductividad observada en los diferentes perfiles, sugiriendo incluso que algunas de ellas
podrían extenderse a mayores profundidades que otras. Este resultado indica de forma
independiente la complejidad estructural que se extiende a profundidad, al mismo tiempo que
proporciona posibles límites estructurales en el subsuelo que pueden ser relevantes en el
contexto del sistema hidrotermal.
Sin embargo, a pesar de que esta interpretación proporciona información confiable de los
gradientes laterales de conductividad, corroborados por fallas geológicas que se proyectan a
56
profundidad, la resolución vertical se ve afectada debido al suavizado de las curvas de campo
que resulta del cálculo del invariante de Z, que actúa como un filtro de las anomalías de
conductividad someras de alta frecuencia.
57
58
Figura 25. Secciones de resistividad en función de la profundidad obtenidas de la interpolación de los modelos 1D del invariante. Las líneas
punteadas representan la proyección de las fallas geológicas actualizadas (Paipa, 2012) en superficie correspondientes a puntos de
intercepción con cada uno de ellos, que en general muestran una buena correspondencia espacial.
6.4. MAPAS DE VECTORES DE INDUCCIÓN
Los vectores de inducción son de gran utilidad para describir zonas de concentración de
conductores en el plano. Como los campos magnéticos verticales son producidos por cambios
laterales en la conductividad, por lo que a partir de los vectores de inducción se pueden delinear
zonas de conductividad anómala lo que lo convierte en un método complementario para analizar
las variaciones laterales de la conductividad en la zona de estudio. Una importante característica
de los vectores de inducción es que son independientes de las impedancias electromagnéticas
derivadas de las mediciones de los campos eléctricos y magnéticos horizontales. Por lo tanto,
proporcionan una forma alternativa de obtener información independiente sobre la estructura
geoeléctrica del subsuelo y por ello se utilizan para verificar estimaciones del strike regional
obtenido a partir de los elementos del tensor de impedancia. Para un medio isotrópico
bidimensional o 2D, los vectores de inducción reales son perpendiculares al azimut de las
estructuras conductivas lo cual proporciona una forma independiente de determinar la dirección
del strike eléctrico y constreñir su validez para intervalos de frecuencia específicos.
Teóricamente, las zonas de contacto litológico, las zonas de falla o las zonas mineralizadas
constituyen áreas de concentración anómala de conductividad eléctrica puesto que a lo largo de
estas se concentran flujos anómalos de corriente eléctrica que sigue los contornos de las
estructuras y pueden por ello ser delineadas en mapas de los vectores de inducción a varias
frecuencias representativas. Las mediciones de la componente del campo magnético vertical Hz
durante la campaña de adquisición fueron realizadas para la mayor parte de los sondeos
medidos, sin embargo la calidad de estos datos se vio afectada frecuentemente por ruido, sobre
todo a bajas frecuencias. Por esto no pudieron ser utilizados datos a frecuencias menores a
aproximadamente 0.1 Hz pues los datos tienen asociada en general una desviación estándar
significativa. Adicionalmente, uno de los sensores no pudo ser utilizado debido a requisitos
aduanales, mientras que otros dos se dañaron durante la campaña de adquisición por lo que no
en todas las estaciones se adquirieron las series de tiempo para Hz. Sin embargo, el número de
sitios en los que sí se midió la componente Hz fue de más del 70% y su distribución es
representativa, por lo que las cartas de vectores de inducción proporcionan valiosa información
acerca de las estructuras eléctricas en la zona de estudio.
Como se dijo anteriormente, según la convención de Parkinson, los vectores de inducción
apuntan hacia las zonas de conductividad y su magnitud está relacionada en forma directa con
59
la proximidad y/o intensidad de los conductores. Los vectores de inducción reales dibujados sobre
el plano (X, Y) apuntan hacia zonas conductoras anómalas (criterio de Parkinson, 1959) lo cual
establece un procedimiento independiente para definir la dirección de las estructuras
bidimensionales que los inducen, y su magnitud depende de la intensidad y/o proximidad de las
anomalías de conductividad que los generan. La Figura 26 muestra las cartas de los vectores de
inducción a frecuencias de 0.02, 0.2, 2, 20 y 200 hz que representan el comportamiento de Hz a
diferentes planos de profundidad, dependiendo de la resistividad del medio. Si se asume una
resistividad media de 5 ohm-m (TABLA 1) estos comprenderían profundidades desde unos 100
metros hasta ~8 km (skin depth ~ 500√(1 ohm-m x 1/f)).
FREC
(HZ)
200
20
2
0.2
0.02
PERIODO (s)
0.005
0.05
0.5
5
50
SKIN/1 ohm-m
35.4
111.8
353.6
1,118.0
3,535.5
SKIN/5 ohm-m
SKIN/10 ohm-m
79.1
250.0
790.6
2,500.0
7,905.7
111.8
353.6
1,118.0
3,535.5
11,180.3
Tabla 1. Profundidad de investigación (skin depth) considerando diferentes resistividades promedio (1, 5 y
10 ohm-m) en la zona de estudio. Se estima que el valor promedio de la resistividad más adecuado es de
~5 ohm-m
Una importante característica de los vectores de inducción es que se obtienen directamente de
las variaciones de campo magnético vertical y por lo tanto no son afectados por distorsión
galvánica, además de que proporcionan información independiente del strike eléctrico, cuya
dirección es perpendicular a la dirección de los vectores de inducción.
Como se observa en los recuadros de la Figura 26 es notable la variabilidad en la dirección y
magnitud de los vectores de inducción en el cuadrante noroccidental. Este comportamiento es
una consecuencia de la variabilidad estructural que ocurre en esta zona en un amplio rango de
profundidades. Sin embargo, a frecuencias medias (0.2 y 0.02 Hz) se puede observar que la
orientación de los vectores es consistentemente hacia el Sur y Suroeste sugiriendo que el strike
de las estructuras a las que responden tiene dirección EW. Por otro lado, a partir de unos 2 Hz
hacia las altas frecuencias, el azimut del regional parece cambiar a un strike eléctrico ~NS,
aproximadamente el mismo azimut que tiene el Complejo Cajamarca. Este comportamiento
prevalece hasta frecuencias en torno a los 200 Hz aunque existen zonas en las que los vectores
apuntan consistentemente hacia el sur en el rango de frecuencias mostrado.
60
La superposición aparente de estos dos escenarios estructurales, uno superficial con estructuras
orientadas ~NS en el rango de frecuencias 200-2 Hz, y otro a mayor profundidad subyaciéndolo,
cuyo azimut eléctrico es ~EW en el rango de frecuencias de 2 a 0.02 Hz, imprime el carácter 3D
a la escala del sistema geotérmico regional en el sector NW del VNR. Este comportamiento
observado en los vectores de inducción implica un cambio de polaridad del campo eléctrico en
una amplia zona del área estudiada que ocurre aparentemente en un rango estrecho alrededor
de una frecuencia 1 Hz.
61
Figura 26. Mapas de vectores de inducción a 0.02, 0.2, 2, 20, 200 Hz en donde se trazan las direcciones del strike eléctrico (líneas verdes)
aproximadamente perpendiculares a éstos. Entre 0.02 y ~2 Hz el strike es ~EW que en términos generales se asocia al sistema de fallas
activo relacionado al sistema geotérmico
.
62
7. DIMENSIONALIDAD GEOELECTRICA DEL TENSOR DE IMPEDANCIA
7.1. INTRODUCCIÓN
La dimensionalidad del tensor de impedancia se relaciona con la complejidad estructural del
subsuelo y su análisis se traduce en determinar cómo varía ésta en función de la frecuencia en
cada sitio BMT. Existen varios criterios para definir la dimensionalidad o complejidad de la
impedancia, que puede ser 1D, 2D, 3D, 1D/2D, 1D/3D o 2D/3D además de variar con la
frecuencia.
El análisis de dimensionalidad de datos MT es un procedimiento que se ha vuelto común en el
procesado de los datos MT para inferir las principales propiedades de las estructuras geológicas
en términos de las propiedades eléctricas del tensor de impedancia o del tensor de fase.
Proporciona información de la variación de la dirección del strike a profundidad, información que
puede ser correlacionada con diferentes procesos y estructuras en el interior de la Tierra. La
mayoría de los métodos para evaluar la dimensionalidad de las estructuras geoeléctrica se basan
en invariantes rotacionales de los elementos del tensor. Diferentes conjuntos de invariantes
rotacionales han sido propuestos para analizar la dimensionalidad de las funciones de
transferencia (p.e. Swift 1967; Berdichevsky y Dmitriev, 1976; Bahr, 1988; Groom y Bailey, 1989;
Bahr, 1991; Lilley, 1993, 1998a, 1998b; Szarke y Menvielle, 1997; Weaver et al., 2000).
La determinación de la dirección del strike geoeléctrico y la caracterización de la dimensionalidad
es un paso importante en el análisis de datos MT debido a que a partir de estos resultados será
entonces la estrategia a elegir en el modelado de los datos. Las inversiones 1D y 2D son
relativamente simples de llevar a cabo por la cantidad de software disponible para ello. Sin
embargo, si existe algún tipo de distorsión local los datos pueden ser afectados de manera
importante e ignorar su efecto puede llevar a la interpretación erróneamente de los mismos. En
la presencia de distorsión, el análisis de dimensionalidad es usado para medida la validez de los
modelos 2-D.
63
7.2. CORRIMIENTO ESTÁTICO Y DISTORSIÓN GALVÁNICA
El corrimiento estático es un tipo de distorsión que afecta a las curvas de resistividad de los
sondeos se debe a la acumulación de cargas en las interfaces de capas superficiales, que se
traduce en un desplazamiento vertical de las curvas de resistividad, es decir, las resistividades
se ven multiplicadas por un factor constante cuyo valor es desconocido (Figura 27). Sin embargo,
las curvas de fase no son afectadas por este fenómeno debido a que su valor es estimado a partir
del cociente de las partes real e imaginaria de la impedancia que cancela el efecto de la distorsión
galvánica. Existen diferentes formas de realizar la corrección por efecto del corrimiento estático,
entre las que se encuentran la aplicación de un filtro pasa-bajos o promedio de sitios, cálculos
teóricos por efectos topográficos, etc. La aplicación de las primeras dos técnicas requiere de una
densidad de sondeos mayor a la que se midió para éste proyecto, en tanto que la última se refiere
a un tipo particular de problema que no se presenta en la zona de estudio. Sternberg et al. (1988)
han demostrado que el corrimiento estático ocurre incluso en regiones planas. Frecuentemente
el procedimiento más sencillo y efectivo para corregir el corrimiento estático es graficar
conjuntamente todas las curvas de resistividad del perfil y observar si existe un nivel particular
que se repita más que otros. Si este es el caso se asume que el resto de las estaciones MT están
afectadas por variaciones locales de resistividad y se considera que el nivel de resistividad que
se repite es el correcto, al cual se desplaza verticalmente el resto de las curvas de resistividad.
El conocimiento de la geología de la zona de estudio puede ser también utilizado para corregir el
corrimiento estático de las curvas de resistividad. Alternativamente, si se cuenta con un sistema
de adquisición de sondeos TDEM los resultados se pueden utilizar directamente para corregir la
posición de las curvas de resistividad de los sondeos que componen el perfil. Sin embargo, debido
a la ausencia de este tipo de información en la zona de estudio, el procedimiento utilizado con los
datos adquiridos fue el graficado conjunto de las curvas de resistividad del perfil encontrando un
nivel de resistividad que se repite consistentemente (~100 ohm-m), al cual se corrigieron
verticalmente aquellas curvas que presentaban corrimiento.
64
Figura 27. Diagrama que muestra los efectos del corrimiento estático. El esquema de la parte inferior
muestra una discontinuidad superficial (s) que ocasiona que la curva de resistividad sea desplazada hacia
arriba (si s  1) o hacia abajo(si s  1). La curva de fase no es afectada.
7.3. MODELO DE SWIFT
La dimensionalidad e información direccional puede ser extraída del tensor de impedancia usando
diferentes métodos. Para un medio bidimensional, los datos MT libres de ruido se representan
por un tensor en el que las componentes de la diagonal Zxx y Zyy son iguales a cero cuando se
rota al ángulo del strike regional.
Con datos reales, como primera aproximación se puede encontrar el strike regional θ minimizando
los elementos de la diagonal Zxx y Zyy del tensor de impedancia (Swift, 1967). Teóricamente, en
ausencia de distorsión superficial este proceso proporciona el azimut eléctrico de la estructura
regional en el sistema coordenado conocido como de los “ejes principales” a partir de la expresión
tan(4 ) 
2*Re( D1S2 )
Ec. 7.1
│D1│2 │S2│2
65
donde D1 = Zxx - Zyy y S2 = Zxy + Zyx. El ángulo del strike resultante es conocido como ángulo de
Swift (1967). A partir de la combinación de impedancias S1 y D2, se define la invariante rotacional
skew (K) de Swift que relaciona las componentes diagonales y anti-diagonales del tensor y
proporciona una medida de la desviación del tensor MT con respecto a un medio estrictamente
bidimensional, dada por:
K
│S1│
Ec. 7.2
│D 2│
Se considera que si K < 0.1 entonces no existe distorsión del tensor de impedancia por lo que un
modelo 1D es apropiado para interpretar los datos. Cuando K es inestable, es decir varia
erráticamente de una frecuencia a otra significa que Zxy ≈ Zyx y que el medio es unidimensional.
Si los valores de K son estables y consistentes menores a 0.4 indica que el medio se puede
considerar 2D. Cuando el medio es bidimensional entonces el tensor se puede girar al sistema
coordenado de la estructura principal. De otra manera (si K > 0.4), el tensor corresponderá a un
tipo de estructura más compleja (3D).
7.4. MODELO DE SUPERPOSICIÓN DE BAHR
Un método que ha sido ampliamente aceptado por la estabilidad de los resultados que se
obtienen para valorar la dimensionalidad y el azimut eléctrico a partir de sondeos MT es el método
de superposición de Bahr (1988, 1991). El modelo teórico a partir del cual se deducen criterios
cuantitativos de distorsión electromagnética es el un medio regional 2D con una anomalía
superficial 3D, llamado modelo de superposición (3D/2D). Uno de los parámetros que es
invariante ante rotaciones se obtiene de la diferencia de fases del tensor de impedancia para
evaluar la desviación del modelo y constituye por lo tanto una medición de distorsión del medio,
definida como
  D , S   S , D  

1
2
1
1
2
2
Ec. 7.3
D2
donde S1 = Zxx+Z yy, S2 = Zxy+Z yx , D1 = Zxx-Z yy , D2 = Zxy-Z yx, y donde D1, S2, S1, D2 indican
la diferencia de fase entre dos números complejos. En base a la condición de que dos elementos
66
de la misma columna del tensor de impedancias 2D tienen la misma fase, es posible determinar
el ángulo del rumbo de una estructura regional dado por:
1
2
  tan1
S1 , S2  D1 , D2
S1 , D1  S2 , D2
Ec. 7.4
Otra medición de la diferencia de fase que resulta de la desviación del modelo de superposición
está dada por el parámetro rotacionalmente invariante  o skew regional de Bahr, que también
parte de la condición de que en el sistema coordenado de la estructura regional en 2D los dos
elementos del tensor en cada columna tienen la misma fase. Cualquier desviación implica que 
> 0, por lo que puede ser considerada como una medición de la bidimensionalidad del medio. Su
forma explícita está dada por:
  D , S   S , D  

1
2
1
1
2
2
Ec. 7.5
D2
Cuando η > 0.3 entonces el medio es considerado 3-D, sin embargo lo opuesto no es siempre
verdad, es decir si η < 0.3 esto no necesariamente implica 2-D. es por ello que se requiere de
analizar los diferentes criterios para este propósito. En el caso de que los datos se desvíen del
modelo de superposición, entonces no hay ningún sistema coordenado para el cual los elementos
de la diagonal del tensor sean cero. Si la desviación es moderada, entonces el tensor de
impedancia del modelo principal en el marco del rumbo regional se representa por una
perturbación e
i
en la fase que toma la forma:
 a11Z2 ei
Zm  AZ 2 D  
 a22 Z2
a11Z1   Z xx
 
a21Z1e i   Z yx
Z xy 

Z yy 
Ec. 7.6
En el sistema coordenado del rumbo regional se puede probar que la transformación de los
elementos del tensor de impedancias modificados produce la siguiente ecuación para el azimut
eléctrico regional  (Bahr, 1991):
2
1 1  B1 A2  A1 B2  C1 E2   1  B1 A2  A1 B2  C1 E2 
 B1B2  C1C2  
  tan



2
 A1 A2  C1C2 
 A1 A2  C1C2  
 A1 A2  C1C2 2
 4
67
1
2
Ec. 7.7
donde los coeficientes A1, B1, C1, E1, ..., etc., son combinaciones de las impedancias modificadas
en las ecuaciones que definen a S1, S2, D1 y D2. Esta ecuación representa un método robusto
para calcular el strike eléctrico  cuando el modelo de la estructura regional se ajusta al modelo
de superposición que consiste en un medio complejo más superficial sobre un medio
bidimensional regional (3D/2D). Esta ecuación tiene dos soluciones que difieren entre sí 90° de
donde surge la indeterminación del azimut eléctrico. Esta indeterminación se resuelve a partir del
azimut del tipper pues teóricamente ambos deben ser perpendiculares.
7.5. RESULTADOS: DIMENSIONALIDAD Y AZIMUT REGIONAL
Se realizó un análisis de dimensionalidad utilizando el método de Bahr a todos los sondeos que
conforman los 5 perfiles interpretados en la zona de estudio. Como complemento, también se
aplicaron los criterios de dimensionalidad de Swift (1967) a todos los sondeos y todas las
frecuencias, en particular a los perfiles mencionados. Los resultados de ambos métodos son
semejantes aunque el método de Bahr es más robusto y proporciona frecuentemente mayor
detalle.
Los resultados se muestran en las Figuras 28 a 32 en donde se presenta cada uno de los perfiles
MT procesado aplicando el método de Bahr (parte inferior de cada figura) y utilizando el skew de
Swift (parte superior de cada figura). Como se puede observar, el comportamiento de los perfiles
varía dependiendo de su ubicación y la distorsión 3D se concentra más en algunos de ellos que
en otros. En particular, el perfil MT-2 (Figura 29) está completamente afectado por la distorsión
3D según estos criterios, en tanto que en el resto de ellos los tonos azules que indican
tridimensionalidad, aparecen en distintas proporciones.
En el caso del perfil MT-1 (Figura 28) se puede observar una alternancia en el comportamiento
1D y 3D, sugiriendo mayor distorsión la mitad NW del mismo hacia donde convergen las fallas
Santa Rosa (SW-NE), Termales (~NS) y Q. La Negra (NW-SE) y también al NW en donde corta
la falla Laguna Baja (~NS). En el entorno del pozo Nereidas-1 el comportamiento a altas
frecuencias es predominantemente 1D pero se torna 3D a frecuencias menores a ~ 1 Hz.
68
SE
LOG (Frecuencias) (Hz)
NW
4
37 21
Perfil MT-1
20
69
19 18 67 17 65 33
15 31
63 12
39 10 09 08
06 03 01 04
1D0
to 0.1
to 0.3
3D0.31 to 8
2
2D
0.11
0
-2
845000 846000 847000 848000 849000 850000 851000 852000 853000
Longitud
LOG (Frecuencias) (Hz)
NW
4
37 21
SE
Perfil MT-1
20
69 19 1867 1765
33
15 31
63 12
39 10 09 08
06 03 0104
1D
100
to
to
3D/1D
300 to
3D/2D
400 to
3D
500 to
2D
200
2
0
101
201
301
401
501
-2
846000
848000
850000
852000
Longitud
Figura 28. Dimensionalidad del perfil MT-1 estimada a partir del skew de Swift (arriba) y la combinación de
parámetros de distorsión de Bahr (abajo). Los sondeos con mayor distorsión EM se ubican principalmente
en el sector norponiente del perfil.
Por otro lado, los sondeos del perfil MT-3 (Figura 30) presentan también variabilidad en los
valores de dimensionalidad. Ambos criterios de distorsión indican que al menos 5 de los 10
sondeos que forman el perfil están afectados por distorsión 3D/2D a 3D, supuestamente debido
al cruce de la falla La Quincha (~NS) al NW del perfil y otra falla sin nombre en la parte central
perteneciente al sistema de fallas con orientación N-S el cual tuvo una deformación precuaternaria sobre el Complejo Cajamarca. De manera análoga, el perfil MT-4 (Figura 31) se
encuentra más afectado por la distorsión en el sector Oeste producida por el cruce de fallas, en
este caso por las estructuras definidas por las fallas Río Claro, Termales, La Quincha y una más
del sistema de fallas N60W al que no se le asignó un nombre. En el extremo Este del perfil se
encuentra el cruce de una falla con orientación N-S perteneciente al sistema de fallas descrito
anteriormente, lo cual podría explicar la distorsión 3D observada en dos de los sondeos en ese
sector así como la complejidad y heterogeneidad de la zona. Por último, los sondeos del perfil
MT-5 (Figura 32) muestran un comportamiento principalmente 1D y 2D, con solo 4 de 15 sondeos
afectados por distorsión 3D en todo el rango de frecuencias. Sin embargo existen diferencias en
los resultados que se obtienen con los criterios de dimensionalidad utilizados. El skew de Swift
69
sugiere mayormente un medio preponderantemente 2D en tanto que los parámetros de Bahr
indican que el medio se asemeja más al modelo de superposición, es decir un medio 3D/2D que
significa regionalmente 2D con distorsión local 3D. Este resultado es consistente con la
orientación del sistema de fallas N60W, el cual tiene la mayor relevancia desde el punto de vista
geotérmico.
LOG (Frecuencias) (Hz)
NW
30 48 28
27
SE
Perfil MT-2
24 49
23
45
25
4
1D0
to 0.1
to 0.3
3D0.31 to 8
2D
0.11
2
0
-2
851000
852000
853000
854000
Longitud
LOG (Frecuencias) (Hz)
NW
27
SE
Perfil MT-2
30 48 28
24
23
49
25
45
4
1D
100
to
to
3D/1D
300 to
3D/2D
400 to
3D
500 to
2D
200
2
0
101
201
301
401
501
-2
851000
852000
853000
854000
Longitud
Figura 29. Dimensionalidad del perfil MT-2 estimada a partir del skew de Swift (arriba) y la combinación de
parámetros de distorsión de Bahr (abajo). Ambos métodos indican que todos los sondeos están afectados
por distorsión 3D, lo cual podría ser consecuencia de que el perfil se encuentra prácticamente sobre la falla
del Río Claro.
LOG (Frecuencias) (Hz)
NW
SE
Perfil MT-3
8082 84
90
81 95 72
96
91
74
1D0
to 0.1
to 0.3
3D0.31 to 8
2D
0.11
2
0
-2
846000
847000
848000
849000
850000
851000
852000
853000
Longitud
recuencias) (Hz)
Perfil MT-4
4
57
55 56
53
54
62
68
42
70
2
0
12
11
32
40
LOG (Frecuencias) (Hz)
NW
SE
Perfil MT-3
80 82 84
90
91
81 95 72
96
74
1D
100
to
to
3D/1D
300 to
3D/2D
400 to
3D
500 to
2D
200
2
0
101
201
301
401
501
-2
846000
847000
848000
849000
850000
851000
852000
853000
Longitud
Figura 30. Dimensionalidad del perfil MT-3 estimada a partir del skew de Swift (arriba) y la combinación de
parámetros de distorsión de Bahr (abajo).
LOG (Frecuencias) (Hz)
W
4
57
E
Perfil MT-4
55 56
53
54
62
68
42
12
11
40
32
1D0
to 0.1
to 0.3
3D0.31 to 8
2D
0.11
2
0
-2
848000
849000
850000
851000
Longitud
LOG (Frecuencias) (Hz)
w
4
57
W
E
Perfil MT-4
55 56
53
54
62
68
42
12
11
32
40
1D
100
to
to
3D/1D
300 to
3D/2D
400 to
3D
500 to
2D
200
2
0
101
201
301
401
501
-2
848000
849000
850000
851000
Longitud
Figura 31. Dimensionalidad del perfil MT-4 estimada a partir del skew de Swift (arriba) y la combinación de
parámetros de distorsión de Bahr (abajo). Ambos criterios de distorsión indican que 5 de 12 sondeos que
forman el perfil más afectados por la distorsión ocurren en el cuadrángulo formado por las fallas Río Claro,
Termales, La Quincha y una más del sistema de fallas N60W al que no se le asignó un nombre. En el
extremo Este del perfil el cruce de una falla del sistema Cajamarca podría explicar la distorsión 3D
observada en dos de los sondeos en ese sector.
71
LOG (Frecuencias) (Hz)
SW
104
98
4
NE
Perfil MT-5
72 74 102
100 77
52 6059
78
6813 63 38
1D0
to 0.1
to 0.3
3D0.31 to 8
2D
0.11
2
0
-2
844000
845000
846000
847000
848000
849000
850000
Longitud
LOG (Frecuencias) (Hz)
SW
4
104
NE
Perfil MT-5
98
72 74 102
100 77
78
52 60 59
68 13 63 38
1D
100
to
to
3D/1D
300 to
3D/2D
400 to
3D
500 to
2D
200
2
0
101
201
301
401
501
-2
844000
845000
846000
847000
848000
849000
850000
Longitud
Figura 32. Dimensionalidad del perfil MT-5 estimada a partir del skew de Swift (arriba) y la combinación de
parámetros de distorsión de Bahr (abajo). Los sondeos del perfil MT-5 muestran un comportamiento
principalmente 1D y 2D, con solo 4 de 15 sondeos afectados por distorsión 3D en todo el rango de
frecuencias.
La Figura 33 muestra en perspectiva la dimensionalidad de los sondeos en la zona de estudio.
Sólo algunos de los sondeos son predominantemente bidimensionales. En esta figura, los tonos
rojos representan distorsión 3D, los tonos verde claro a naranja representan frecuencias que
indican un medio 2D y los azules a un medio 1D. Estos resultados demuestran que gran parte de
los sondeos medidos se encuentran en un ambiente estructuralmente complejo (3D) lo cual se
refleja en modelos bidimensionales inestables cuando son rotados al strike regional estimado
cuyo rango de validez varía a lo largo y ancho de la zona estudiada.
Según estos resultados, la distribución litológica, los sistemas de fallas y el propio sistema
hidrotermal constituyen un medio de carácter tridimensional que puede ser parcialmente
modelado con aproximaciones 2D, ya sea invirtiendo un invariante de Z o restringiendo la validez
de los modelos a rangos de frecuencia específicos. Toda esta información ayuda a determinar la
dirección apropiada del strike y en que modos, periodos y distribución de los sitios a usar para
inicial el modelado 2D o procedimientos de inversión. Ledo et al. 2002.
72
Figura 33. Dimensionalidad de los sondeos en función de la profundidad. Los tonos rojos indican la
presencia de un medio estructuralmente complejo en tanto que los tonos naranjas a azules y verdes indican
un medio 1D o 2D. Las líneas negras representa la ubicación de los perfiles MT.
Por otro lado, el método de superposición de Bahr fue aplicado para determinar la dirección del
strike eléctrico para datos MT en la zona de estudio. Sin embargo, el azimut promedio estimado
por sondeo tiene asociada una gran dispersión que se refleja en los valores de la desviación
estándar que se encuentra alrededor de los 40°. Esto se puede observar en los diagramas de
rosas obtenidos para cada sondeo y cada perfil. La Figura 34 muestra los resultados obtenidos
para el azimut eléctrico de los perfiles seleccionados para ser interpretados, cuya ubicación se
indica con líneas rojas en la figura. Como se puede observar, los valores del strike estimados
para los sondeos individuales (líneas rojas dentro de los círculos) tienen un amplio margen de
variación, que va de aproximadamente N30W a N30e (Δϕ = 60°) y en ocasiones (MT2) el rango
de variación es incluso mayor. Solamente algunos sondeos son consistentes en todo el rango de
frecuencias (103 a 10-3 Hz) con la dirección del fallamiento N-S que afecto al basamento de la
zona de estudio.
Los resultados de dimensionalidad de todos los perfiles son semejantes, lo cual confirma que el
subsuelo de la zona de estudio es estructuralmente más complejo que el definido por el modelo
de superposición de Bahr (3D/2D) y sugiere además que la hipótesis inicial de que la estructura
electromagnética es bidimensional y está controlada por la orientación del sistema de fallas NS
73
tiene validez limitada o a lo sumo se puede aplicar solo en intervalos de frecuencia específicos y
en el rango de las más bajas frecuencias. Estas variaciones en la dirección del azimut regional
es una importante indicación de que los datos MT a lo largo de estos perfiles no pueden ser
considerados 2-D en todo el rango de frecuencias muestreado.
Figura 34. Dirección del strike eléctrico para cada perfil MT, a partir de la descomposición del tensor
(Groom y Bailey, 1989).
7.6. DEFINICIÓN DE LOS MODOS TE Y TM
Por lo anterior, se asignó el modo de polarización TE a la dirección del sistema de fallas NS para
el rango de frecuencias altas (> 2 Hz) y el modo TM en la dirección perpendicular a este. En este
caso, de los perfiles seleccionados para interpretación cuatro de ellos (MT-1 a MT-4) se orientan
aproximadamente perpendiculares a este sistema de fallas por lo que en principio los sondeos
de estos perfiles deben ser girados al azimut 0° para el modelado bidimensional. Por otro lado,
para el rango de frecuencias medias-bajas (2 a 0.02 Hz), los vectores de inducción sugieren un
strike eléctrico ~EW es decir, el modo de polarización TE alinea a este sistema de fallas y el TM
74
a la dirección ~NS. Por ello, en este caso los sondeos se deben girar ±90° para poder ser
modelados bidimensionalmente. En este estudio, solamente el perfil MT-5 tiene la orientación
adecuada para poder modelar las estructuras del sistema EW con los modos de polarización
definidos de esta manera.
El análisis de las cartas de vectores de inducción de manera independiente (Figura 26) sugiere
que la zona de estudio puede ser modelada en rangos de frecuencia específicos utilizando
modelos 2D y al mismo tiempo define rangos de validez de los mismos. Es decir, en el caso del
modo de polarización TE a lo largo del azimut = 0° (NS), la veracidad de las estructuras de
conductividad de los modelos de los perfiles ~EW (MT-1, MT-2 y MT-3) se reduce a frecuencias
inferiores a ~2 Hz. En contraste, cuando el modo TE cambia a la dirección con azimut = 90° (EW)
entonces la validez del modelo de resistividad del perfil ~NS (MT-5) es inferior a profundidades
someras, pero es más preciso a partir de ~2 Hz hacia los periodos largos, es decir a
profundidades mayores de 1 km (skin depth con una resistividad de ρ ≈ 10 ohm-m).
75
8. INVERSIÓN BIDIMENSIONAL
8.1. JUSTIFICACIÓN
La función principal de la inversión bidimensional es calcular modelos de resistividades que
reproduzcan los datos y representen las condiciones físicas que prevalecen en el subsuelo de la
zona de estudio para poder tomar decisiones para la ubicación de sitios de perforación con
mayores posibilidades de éxito. De acuerdo a los resultados del análisis de dimensionalidad y los
vectores de inducción, en torno a la frecuencia de 2 Hz ocurre un cambio de polaridad que otorga
el carácter 3D del sistema geotérmico. La meta es la determinación de un modelo robusto usando
técnicas 2D aplicados a datos 3D que son usualmente considerados adecuados y resulte
afectado mínimamente por la presencia de estructuras 3D de escala mediana, en inversiones 2D
son necesarias cuando la aproximación es válida y adecuada para resolver preguntas geológicas
(Ledo 2002).
Debido a la complejidad geológica del área los datos obtenidos están altamente influenciados por
estructuras 3D, es necesario conocer la interpretación 2D de los datos 3D y determinar que
subconjunto de datos (modo TE o TM) es el adecuado para obtener la mejor distribución de
conductividades en el subsuelo usando técnicas 2D. Un importante punto en el análisis es elegir
el modo que resulte menos afectado por el efecto del cuerpo 3D, la posición de la estructura 3D
respecto al strike regional 2D. Debido a que en este caso la estructura 3D es normal al strike
regional, el modo TE será afectado por los efectos de la distorsión galvánica, mientras que en el
modo TM es afectado por los efectos de inducción y galvánica (Ledo 2002). Por esta razón los
modelos obtenidos con el modo TE en la dirección NS y el modelo obtenido con el modo TE en
la dirección EW, proporcionan mayor precisión en los rangos de 200 a 2 Hz y de 2 a 0.02 Hz
respectivamente. De esto se deduce que el modelo MT-5 es más preciso en un rango de
profundidades de entre 0.5 y 10 km, en tanto que el resto de ellos a profundidades arriba de 0.5
km (ρ = 5 ohm-m).
Por otro lado, los modelos 2D de los perfiles girados a los ejes principales son una opción cuando
el medio resulta estructuralmente complejo como en el caso de muchos sistemas geotermales,
entre ellos el asociado al Nevado de Ruiz. Son sumamente útiles cuando se desconoce el azimut
de las estructuras o se tiene conocimiento de la complejidad estructural (3D) de una zona pues
permite anticipar resultados antes de llevar a cabo un procesamiento más detallado de los datos.
76
Dichos modelos fueron calculados para todos los perfiles en la zona de estudio y posteriormente
los resultados utilizando los mismos parámetros de inversión fueron comparados con los modelos
girados a 0° (NS).
Los perfiles seleccionados para la inversión bidimensional de los datos, fueron los mismos
utilizados para la elaboración de las secciones de profundidad a partir de los modelos 1D del
invariante. Las coordenadas (LAT, LONG) de los 5 perfiles considerados en este informe se
proporcionan en la TABLA 2, en donde se puede apreciar que el perfil MT-1 tiene 4 nodos en vez
de solo dos. Esto se debe a que este perfil está compuesto por tres segmentos siguiendo las
zonas a lo largo de las cuales la densidad de sondeos es mayor.
PERFIL MT
COORDENADAS NODOS
1 (844390.0, 1039073.0)
MT-1
2 (850250.0, 1034320.0)
3 (850736.8, 1031395.0)
4 (854625.8, 1029615.0)
MT-2
1 (853437.5, 1032587.0)
2 (849818.5, 1035735.0)
MT-3
1 (852235.7, 1034971.0)
2 (847495.9, 1036466.0)
MT-4
1 (847403.2, 1033960.0)
2 (852412.6, 1033636.0)
MT-5
1 (843313.6, 1028152.0)
2 (849085.2, 1036135.0)
Tabla 2. Coordenadas (LAT, LONG) de los nodos de los perfiles presentados en el informe. Las
coordenadas están referidas al sistema Observatorio Bogotá.
En particular, el modelo MT-1 se constriñó con la información litológica del pozo Nereidas que
muestra una correlación del conductor eléctrico con la parte superior del basamento metamórfico
(Complejo Cajamarca) a partir de profundidades mayores a los ~750 metros.
77
8.2. PARÁMETROS ÓPTIMOS DE INVERSIÓN
El algoritmo de inversión (Rodi y Mackie, 2001) para el cálculo de los modelos bidimensionales
(Ejes principales y girados a los strikes 0 y 90°) de los perfiles MT-1 a MT-5 fue utilizado dentro
del programa de interpretación WingLink ®. Uno de los parámetros de inversión más importante
es el valor de Tau, que controla la rugosidad y el suavizado de los modelos.
Los valores dados como típicos para inversiones de perfiles MT oscila entre 3 y 300 dependiendo
de los datos, sin embargo este rango es demasiado grande por lo que se hace necesario llevar a
cabo pruebas con los datos para determinar el valor que minimiza el error cuadrático medio (RMS)
del ajuste. Los valores grandes de Tau generan modelos suavizados, en tanto que valores muy
pequeños generan modelos rugosos. Los resultados de las pruebas realizadas con los datos se
muestran en la Figura 35, se observa el comportamiento del error RMS en función del valor de
Tau.
9.6
9.1
RMS
8.6
8.1
7.6
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10 11 12 13 14 15
TAU
Figura 35. Variación de los errores de ajuste RMS en función del valor de TAU para a partir de inversiones
realizadas a los datos. El valor de óptimo de Tau es aquel que proporciona el valor mínimo de ajuste. En
este caso el valor mínimo encontrado de RMS (7.759) corresponde a valor de Tau igual a 7.
Otro de los parámetros que requiere ser conocido para minimizar el error de ajuste de los datos
es el número de iteraciones requeridas. Para este propósito se fijó el valor de Tau encontrado y
se procedió a realizar pruebas de ajuste variando el número de iteraciones en cada una de las
inversiones realizadas. Los resultados en la Figura 36 recomienda utilizar menos de
aproximadamente 20 iteraciones para considerar adecuados los modelos obtenidos debajo de
este valor el error RMS se incrementa considerablemente, es preferible utilizar un número grande
78
de iteraciones en caso de tener la capacidad de cómputo, ya que permite reducir el valor del error
en el ajuste. El número de iteraciones utilizado para la inversión de los perfiles MT-1 a MT-5 fue
de 60 con un Tau de 7.
8.1
8
7.9
RMS
7.8
7.7
7.6
7.5
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
# Iteracciones
Figura 36. Variación del error de ajuste RMS en función del número de iteraciones. El número mínimo
recomendable es 20. Debajo de este valor el error se incrementa rápidamente.
Por otro lado, el rango de frecuencias invertido, tanto de valores de fase como de resistividad y
para ambas polarizaciones fue de 10,000 a 0.01 Hz, lo que comprende seis décadas de datos.
Los datos de resistividad y fase a frecuencias menores a 0.01 Hz fueron excluidas del archivo de
entrada debido a que frecuentemente tenían asociados errores de adquisición altos. Para los
modelos a los ejes principales y girados al azimut de 0° se asignaron errores de piso de 5% para
las resistividades (TE y TM) y de 2.5% para las fases (TE y TM) lo mismo que los girados al
azimut regional.
8.3. MODELOS BIDIMENSIONALES
8.3.1. Inversión 2D a los Ejes Principales (EP)
Previo al análisis de distorsión y dimensionalidad y por lo tanto previo a un modelado más
riguroso, se llevó a cabo la modelación de los perfiles MT rotados a los Ejes Principales (EP). El
concepto de ejes principales (Swift, 1967) implica la rotación del tensor de impedancia en función
de la frecuencia a partir de la minimización de los elementos de la diagonal. Es decir, el azimut
estructural varía con la profundidad de acuerdo a las propiedades eléctricas del medio,
maximizando la respuesta inductiva en la dirección de las estructuras. Los detalles del procesado
79
e inversión de los datos se encuentran en el Capítulo 4. Los resultados de la inversión
bidimensional (Rodi y Mackie, 2001) obtenidos se muestran en la Figura 37 en donde se aprecia
con líneas punteadas el mismo grupo de fallas geológicas que aparece en los modelos de
profundidad 1D del invariante.
80
81
Figura 37.- Modelos bidimensionales de la estructura de resistividad obtenidos de los sondeos MT rotados a los Ejes Principales.
Como se puede observar, aunque en general la distribución de resistividades entre los dos grupos
de modelos es consistente, algunas de las fallas no parecen tener una expresión clara en los
modelos 2D. Esto es particularmente cierto para el perfil MT-3, en donde no se detecta ningún
desplazamiento aparente de la distribución de resistividad en el subsuelo asociado con la
presencia de la falla Termales y dos más asociadas al sistema de estructuras del Complejo
Cajamarca (NS). Sin embargo, los tres perfiles restantes revelan coincidencias importantes que
aportan solidez al resto de los modelos.
El residual resulta de estimar las diferencias entre los datos observados y los calculados a partir
del modelo final, lo cual proporciona elementos cuantitativos para evaluar el rango de validez de
los modelos obtenidos de las inversiones realizadas. Los residuales de la amplitud y fase son
mayores en el caso de los modelos RAR (rotados al azimut regional) que en los EP (ejes
principales), y en general las diferencias son mayores para el modo TE que para el modo TM
indicándonos esto último menos distorsión del modo magnético. Los mayores valores del residual
de los modelos RAR se puede interpretar en términos de la discrepancia que existe entre el
modelo 2D teórico, que supone un valor del strike único e infinito, y los datos de entrada. Es decir
entre las curvas (ρij, ϕij) calculadas a partir del modelo 2D obtenido de la inversión y las curvas de
campo.
8.3.2. Inversión 2D al Azimut Regional (RAR)
Como parte del procesamiento se llevó a cabo el análisis de distorsión y determinación de la
dimensionalidad para cada uno de los 89 sondeos usados en la interpretación. Además de
proporcionar límites cuantitativos para establecer la complejidad del subsuelo, el análisis de los
parámetros de distorsión utilizando el método de Bahr (1988, 1991), proporciona los elementos
para la estimación del strike regional que se asocia al azimut de las estructuras principales y en
última instancia este procedimiento se convierte en una herramienta para probar la hipótesis de
bidimensionalidad del subsuelo y establecer límites de validez de los modelos.
El strike o azimut eléctrico deducido a partir del análisis de dimensionalidad de los sondeos BMT
arroja un valor promedio de aproximadamente NS pero mostrando una gran dispersión en
diferentes bandas de frecuencias, sugiriendo rangos discretos de validez del valor promedio. De
acuerdo a estos resultados el modo de polarización TE corresponde teóricamente a la dirección
82
~N asociado al Complejo Cajamarca y consecuentemente el modo TM a la dirección
perpendicular, es decir ~EW asociadas al sistema de fallas asociado al sistema hidrotermal.
Cuatro de los cinco perfiles se orientan perpendiculares a este sistema de fallas por lo que en
principio los sondeos de estos perfiles deben ser girados al azimut 0°, sin embargo como el
sistema de referencia para la adquisición de los datos fue NS-EW, en la práctica los datos no
requieren de ser girados.
La inestabilidad de los modelos es causa de la dispersión del strike eléctrico regional estimado
de cada sondeo. Esta dispersión es evidencia clara de la desviación de los datos del modelo
bidimensional estándar que se debería manifestar en valores estimados del azimut bien definidos.
En otras palabras, según estos resultados el modelado 2D es de aplicación limitada y aunque
puede ser utilizado en algunos casos este no debe ser aplicado indiscriminadamente a los datos
debido a la variabilidad estructural que acurre a diferentes escalas así como a la distribución
inadecuada de sondeos para la definición de perfiles que corten perpendicularmente las
estructuras a modelar.
Para contrastar los resultados, se llevaron a cabo las inversiones bidimensionales de los perfiles
RAR) y los modelos EP, con el modo TE paralelo al sistema de fallas del Complejo Cajamarca.
Los modelos a los ejes principales se obtienen a partir de la girar el tensor de impedancia para
cada frecuencia y cada uno de los sondeos de un perfil a un ángulo que minimice los elementos
de la diagonal de dicho tensor. Esto equivale a utilizar un azimut variable en función de la
frecuencia. Los modelos obtenidos utilizando esta opción representan entonces modelos de
máxima inducción eléctrica pero de azimut variable con la profundidad y tienen la ventaja de no
requerir información estructural para ser obtenidos. Los resultados de ambos modelos para los
perfiles MT-1 y MT-5 se muestran en la Figura 38.
83
84
Figura 38.- Comparación de las inversiones de los perfiles MT-1 y MT-5 rotados al azimut regional (RAR) y a los ejes principales (EP),
arriba y abajo e izquierda y derecha. Las líneas punteadas representan las fallas geológicas sintetizadas (Paipa, 2012) proyectadas a
profundidad. Los echados son especulativos. En las secciones 1D del invariante parecen tener esas tendencias, sin embargo ambas
versiones de los modelos 2D sugieren que algunas de éstas podrían modificarse tanto en profundidad como en la dirección del echado.
MT-1 y MT-5 girados al azimut regional (RAR) y a los ejes principales (EP) en el lado izquierdo y
derecho respectivamente, con el mismo grupo de fallas en ambos modelos representados por las
líneas punteadas. La ubicación de las fallas utilizadas es la misma que se utilizó con los modelos
1D del invariante; son las fallas sintetizadas durante la reunión técnica de Paipa (2012). Las
coincidencias de las fallas con la estructura de resistividad son mayores con los modelos
obtenidos a partir de los sondeos girados a los ejes principales que en los girados al azimut
regional, cuya validez según los resultados del análisis de distorsión es limitada. Sin embargo, el
modelo girado al azimut regional aún en el modo de máxima inducción eléctrica regional
(Cajamarca) parece proporcionar mayor detalle superficial relacionado al conductor asociado a
la capa sello del reservorio geotérmico.
Por otro lado, las cartas de vectores de inducción (Figura 26) sugieren los rangos de valides de
los modelos. Es decir que entre 2 y 200 Hz el strike eléctrico es aproximadamente el mismo que
el del Complejo Cajamarca en tanto que en el intervalo de frecuencias de 2 a 0.02 Hz es EW, es
decir aproximadamente paralelo al sistema de fallas considerado de interés geotérmico. El rango
de frecuencias del sistema EW corresponde teóricamente a profundidades en el rango de ~0.5 a
10 km (skin depth, ρ de 1 a 5 ohm-m) que comprende la profundidad de interés. Sin embargo, el
único perfil que tiene la orientación aproximadamente perpendicular a las estructuras del sistema
EW para obtener la máxima respuesta eléctrica es el MT-5.
En este caso, la inversión del perfil MT-5 fue llevada a cabo con los sondeos girados 90° para
definir el modo TE a lo largo de este sistema de fallas y el modo TM paralelo a la dirección del
perfil. El modo TE corresponde a la dirección del campo eléctrico que se canaliza en la dirección
de las fallas y fracturas en donde previsiblemente se concentra la precipitación mineral y circulan
fluidos mineralizados.
La inversión del perfil MT-5 se realizó por ensayo y error, estableciendo como modelo inicial un
semi-espacio de mallado fino para incrementar el detalle principalmente en zonas someras. Se
invirtieron ambos modos de polarización TM y TE simultáneamente. Para la inversión se utilizaron
las curvas editadas pero sin suavizar, con lo que se evita filtrar altas frecuencias y en
consecuencia es posible obtener mayor detalle superficial. El tamaño del grid o malla utilizada
fue de 101 elementos horizontales y 91 verticales. La estrategia de inversión fue realizar en
realidad varias inversiones consecutivas del mismo perfil, en la primera la desviación estándar
del error de los datos (%) y error de piso (%) se fijó en 50% para las resistividades y en 20% para
85
las fases de ambos modos de polarización. Una vez finalizada la primera inversión se realiza una
segunda utilizando el modelo resultante como modelo inicial de la última disminuyendo
únicamente el valor del error de los datos y de piso pertenecientes a la fase. Con este
procedimiento se ajustan primeramente las curvas de fase con gran precisión dejando el ajuste
de las curvas de resistividad pendiente. Consecutivamente se ajustan las curvas de resistividad
usando el mismo procedimiento el cual se utilizó para el ajuste de las curvas de fase, teniendo
como resultado final un ajuste ideal deseado en ambas curvas obtenido por diversas inversiones
y con valores finales de errores de 5% para resistividades y 2.5%. El error medio cuadrático
(RMS) obtenido a partir de este procedimiento fue de 3.69%, es decir se obtuvo el mejor ajuste
de los perfiles modelados, no por el procedimiento utilizado sino porque la orientación del perfil
con respecto al sistema de fallas relacionada con el reservorio ajusta mejor a los datos.
El resultado obtenido de la inversión del perfil MT-5 cuyos sondeos fueron rotados a la dirección
EW, se muestra en la Figura 39. En esta figura se observa la correlación de las zonas de fallas
con la estructura eléctrica obtenida de este proceso.
Figura 39.- Modelo de la estructura eléctrica a lo largo del perfil MT-5 resultado de la inversión 2D con los
sondeos rotados 90° que define el modo TE a lo largo de esta dirección y el modo TM a lo largo del perfil.
Las líneas punteadas representan las fallas geológicas sintetizadas (Paipa, 2012) proyectadas a
profundidad. Los echados son especulativos. En las secciones 1D del invariante parecen tener esas
tendencias, sin embargo ambas versiones de los modelos 2D sugieren que algunas de éstas podrían
modificarse tanto en profundidad como en dirección del echado.
86
9. IMÁGENES DE RESISTIVIDAD DEL NEVADO DE RUIZ
9.1. DISCUSIÓN DE RESULTADOS
El modelo conceptual final se sustenta en el análisis dimensional de un total de 89 de 105 sondeos
realizados en la zona de estudio. El procesado y tratamiento de los datos se llevó a cabo utilizando
procedimientos actualizados para la estimación espectral de la impedancia (Phoenix, 2012), el
análisis de distorsión (Bahr, 1988,1991) y algoritmos de inversión 1D (Occam) y 2D (Rodi y
Mackie, 2001).
A partir de los indicadores de distorsión y los criterios de dimensionalidad aplicados a los datos
fue posible confinar las áreas más afectadas por la deformación del campo electromagnético
inducido por estructuras conductoras asociadas a la presencia de tres sistemas de fallas que se
entrecruzan en la región. Previo al análisis de dimensionalidad se obtuvieron los modelos 1D del
invariante y 2D a los ejes principales. A pesar del carácter 3D de los datos, los modelos 1D del
invariante son consistentes con la ubicación de presencia de fallas cartografiadas y definen
claramente variaciones laterales de conductividad. Por otro lado, los modelos a los ejes
principales también permiten confirmar la ubicación de las fallas conocidas, ello a partir de los
contrastes de conductividad lateral. Estos últimos (EP) permiten además definir conductores
estratificados que proporcionan información de la profundidad del techo de posibles capas sello
en diferentes áreas. Tanto los modelos girados a los ejes principales como los girados al azimut
eléctrico muestran aún más detalle superficial que los modelos 1D del invariante.
Teóricamente, los modelos girados al strike eléctrico reflejan de manera más precisa la estructura
eléctrica del subsuelo asociada a su litología. Sin embargo, debido a un cambio aparente en la
polaridad eléctrica del medio alrededor de la frecuencia de 2 Hz, el strike cambia y los modelos
calculados tienen rangos de valides específicos. De acuerdo a los resultados, los modelos girados
al azimut NS definen mejor los rasgos superficiales que los profundos, lo cual podría considerarse
contradictorio en vista de que el Complejo Cajamarca es el basamento regional y por lo tanto se
esperaría que su influencia se reflejara en frecuencias bajas alrededor de 0.2 a 0.02 Hz. Sin
embargo, el mismo azimut se refleja en estructuras superficiales (<0.5 km aprox.) y los perfiles
MT-1 a MT-4 tienen una orientación adecuada para el modelado. Por otro lado, a frecuencias
menores a 2 Hz el azimut o strike eléctrico resulta ser aproximadamente EW.
87
Como se comentó anteriormente, el perfil MT-5 es el único de la base de datos que corta
perpendicularmente a este sistema de fallas. El resto de los perfiles es paralelo a dicho sistema
por lo que en el intervalo de frecuencias entre 2 y 0.02 Hz solo este perfil puede considerarse con
mayor precisión.
Como se mencionó anteriormente, los resultados del análisis de dimensionalidad en combinación
con las direcciones de los vectores de inducción sugieren un cambio de polaridad del campo EM
en torno a la frecuencia de 2 Hz, de donde se estima que a partir de aproximadamente 1 km de
profundidad (skin depth con una resistividad de ρ ≈ 10 ohm-m) el strike eléctrico cambia de una
orientación cercana a NS a otra girada 90°, aproximadamente EW. El intercambio de modos de
polarización observado se atribuye a la presencia de dos sistemas de fallas, aproximadamente
perpendiculares entre sí, que reflejan estructuras conductoras a diferentes profundidades y con
diferentes características electromagnéticas. Esta permutación del azimut eléctrico es lo que le
otorga en gran medida el carácter 3D al sistema geotérmico del Nevado de Ruiz. La causa precisa
de este cambio no es clara en este momento, pero se sugiere que obedece a la firma eléctrica
de dos procesos tectónicos distintos, uno de los cuales se asocia con procesos geoquímicos de
origen hidrotermal.
Según los resultados anteriores, la coexistencia de fallas del sistema EW y zonas de anomalías
de conductividad (~5 ohm-m) que confinan cuerpos de resistividad moderada (~40-50 ohm-m) se
interpretan como las de mayor potencial hidrotermal y por lo tanto constituyen los blancos más
propicios para la perforación de pozos exploratorios. Los yacimientos geotérmicos suelen estar
confinados hidrotermalmente por sellos arcillosos mineralizados que los hace buenos
conductores eléctricos por lo que son parte del diagnóstico en la prospección geotérmica.
9.2. POTENCIALES ZONAS PRODUCTORAS
La cartografía geológica, lo mismo que los resultados del análisis de dimensionalidad y los
vectores de inducción, proporcionan evidencia de zonas de cruce de fallas y lineamientos
estructurales propios de una zona tectónicamente compleja. Coexistiendo con el principal sistema
de fallamiento regional, cuya dirección es predominantemente N-NE, existe un sistema de fallas
vinculado a esfuerzos de carácter regional que corta perpendicularmente al primero. Este sistema
de fallas, entre las que se encuentran las fallas Río Molinos, la Cristalina, Q. La Negra, Río Claro,
88
es en general más conductivo a frecuencias medias y bajas según se deduce de las variaciones
de las direcciones de los vectores de inducción a partir de 2 Hz y al menos hasta 0.02 Hz. De
aquí se deduce que este sistema de fallas se extiende a profundidades de más de 10 km (skin
depth @ rho=10 ohm-m) y la conductividad anómala responde muy probablemente al incremento
en la conducción electrolítica en porosidad secundaria. Por esta razón, desde el punto de vista
del aprovechamiento geotérmico el sistema de fallas ~NW se debe considerar como objetivo
principal para la planeación de las perforaciones.
Según los resultados, la coexistencia de fallas y zonas de anomalías de conductividad (~5 ohmm) que confinan cuerpos de resistividad moderada (~40-50 ohm-m) se interpretan como las de
mayor potencial hidrotermal (círculos punteados en Figura 40) y por lo tanto constituyen los
blancos más propicios para la perforación de pozos exploratorios. Esto se observa principalmente
en el perfil MT-5. Con frecuencia, los yacimientos geotérmicos suelen estar confinados
hidrotermalmente por sellos arcillosos mineralizados que los hace buenos conductores eléctricos
por lo que son parte del diagnóstico en la prospección. Sin embargo, otros sitios que no muestran
un conductor superficial o capa sello sin embargo se caracterizan por la presencia de una zona
conductora que emula flujo ascendente (perfiles MT-1, MT-2 y MT-3) también se consideran de
potencial hidrotermal, particularmente cuando interceptan zonas de falla conocidas por lo que
también han sido considerados.
De acuerdo a estas consideraciones, la Figura 40 (a-d) muestra los sitios propuestos sobre las
secciones de resistividad a lo largo de los perfiles interpretados. Los sitios propuestos para
perforaciones exploratorias, algunas de ellas tal vez direccionadas, se muestran con triángulos
rojos invertidos y las zonas interpretadas como de mayor potencial se muestran con círculos
punteados.
89
Figura 40 a
Figura 40 b
90
Figura 40 c
Figura 40 d
Figura 40. Perfiles MT-1, MT-2, MT-3, MT-4 y MT-5, análisis 2D. Zonas propuestas para perforación de
pozos geotérmicos exploratorios.
91
10. CONCLUSIONES
a) El análisis de distorsión de los datos y la variabilidad del strike regional sugiere que la
zona de estudio es estructuralmente compleja y en gran medida tridimensional. Por esta
razón, los modelos resultantes interpretados con algoritmos 2D son altamente inestables
cuando los datos invertidos son rotados al azimut “regional”. Esto trae como consecuencia
la dificultad de definir con certidumbre los modos de polarización TE y TM para todo el
rango de frecuencias.
b) La aplicación del modelo de distorsión de Bahr (1988, 1991) proporciona información
valiosa acerca de la discrepancia de los datos con los modelos 2D y permite definir
espacialmente las áreas con mayor complejidad estructural en la zona de estudio a la vez
que acotar la validez de los modelos obtenidos.
c) La complejidad estructural observada se atribuye a la convergencia de dos sistemas de
fallas en la zona de carácter regional correspondientes a la dirección de las formaciones
Cajamarca y Quebrada Grande, aproximadamente las mismas direcciones que los
lineamientos de la Cordillera Central al norte y sur de la zona de estudio.
d) El sistema de fallas cuya orientación aproximada es N60W se relaciona a un proceso de
extensión en el contexto tectónico del CVNR. Se presume que este sistema tiene una
permeabilidad potencial mayor que los sistemas regionales a través de la porosidad
secundaria asociada al propio proceso de extensión.
e) Existe una relación estrecha entre los focos termales y el sistema de fallas geológicas de
azimut N60W. Se asume que este sistema es activo desde el punto de vista hidrotermal,
sin embargo para confirmar esta hipótesis es necesario el monitoreo de la microsismicidad asociada a este sistema, que sería de gran utilidad para confinar horizontal y
verticalmente las profundidades de ascenso de fluidos.
f) Las evidencias superficiales y la integración de los modelos apunta a las zonas de
intersección de este sistema de fallas como las más propicias para la perforación de pozos
experimentales potencialmente productores.
92
g) Los blancos de perforación propuestos se sustentan tanto en los modelos eléctricos como
en la presencia de fallas del sistema N60W que se asume más activo y directamente
relacionado al yacimiento geotérmico. Las zonas de cruce de fallas de este sistema en
combinación con la existencia de anomalías de conductividad (~5 ohm-m) que confinan
cuerpos de resistividad moderada (~50 ohm-m) se interpretan como las de mayor
potencial hidrotermal y por lo tanto se consideran los blancos más propicios para la
perforación de pozos exploratorios-productores.
En sentido estricto, el tratamiento más adecuado para la base de datos adquiridos es
necesariamente tridimensional. Para este propósito el modelo conceptual deducido de las
inversiones 1D y 2D, constituye el punto de partida para el eventual modelado 3D que requieren
los datos y con ello obtener mayor detalle del subsuelo en las zonas de mayor interés.
Debido a la complejidad geoeléctrica de los datos para un trabajo futuro se sugiere un modelado
2D con una respuesta del determinante del tensor de impedancias debido a que preserva algunas
de las importantes virtudes de los modos TE y TM suprimiendo sus desventajas conteniendo
información del tensor de impedancias completo. El Z det permite un ajuste bueno en los datos
además de resolver razonablemente las estructuras conductoras a lo largo del perfil medido. La
inversión simultanea de ambos modos, lleva a la falta de resolución de la inversión del modo TM,
porque el modo 2D es incompatible con los datos del modelo real en 3D y el modelo que mejor
se ajusta está representado por un modelo común que debe satisfacer estrictas limitaciones
basadas en 2D (Pedersen y Engels, 2005). La rutina de inversión 2D usando el determinante del
tensor de impedancias, conocido como código REBOCC. Demostraron que la inversión de las
funciones de transferencia (resistividad y fase) relacionadas con el determinante del tensor de
impedancias es una herramienta muy útil debido a que el dato es independiente de la dirección
de strike y consecuentemente a la orientación del perfil. La ventaja de usar el dato del
determinante es que provee un promedio útil de la impedancia para todas las direcciones
actuales. El modelo 2D generado a partir del software WinGLink solo puede invertir los modos
TE, TM y TE+TM, no se utilizó un invariante como es el caso del 1D. Dependiendo si el medio
geológico en el que se llegase a trabajar presenta un comportamiento 1D, 2D o 3D existirá en su
caso la forma ideal para realizar la inversión de los modelos, se podrá hablar que tanto como la
información geológica como el análisis de los datos dictaran algunas de las características que
93
se deberán tener en cuenta al momento
de la adquisición, orientación del equipo y por
consiguiente al momento de realizar la inversión e interpretación de los modelos resultantes.
En esta tesis se presentaron resultados de un caso en el que involucra la inversión de datos
magnetotelúricos y su interpretación en un área de estudio complicada, los datos MT adquiridos
fueron usados para determinar la conductividad eléctrica del subsuelo en los modelos 2D de los
perfiles seleccionado en el NW del VNR. El mayor obstáculo que se tuvo fue obtener el mayor
potencial de la inversión 2D tratando de ajustar lo mejor posible la representación de la estructura
conductora, basándonos en los criterios de dimensionalidad e indicadores de distorsión donde se
identificaron cambios laterales y a profundidad. Futuros trabajos que se hallen en ambientes
afectados por una compleja deformación tectónica podrían ser beneficiados con el estudio que
se desarrolló en este trabajo de tesis. Así herramientas como el análisis de dimensionalidad
examinado conjuntamente con los vectores de inducción, análisis de información geológico
estructural, etcétera podrían ser herramientas poderosas que sugieran cambios estructurales
con orientación preferencial y óptima a frecuencias deseadas reflejando la presencia de
estructuras conductoras a diferentes profundidades y características electromagnéticas
asociadas a procesos geológicos distintos que puedan ser interpretados como tener un mayor
potencial hidrotermal y parte del diagnósticos en la prospección geotérmica dentro de una zona
tectónicamente compleja.
94
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101
12. ANEXOS
12.1. Anexo 1. Control de calidad de sondeos. Coordenadas y nomenclatura de sondeos efectuados.
PROYECTO NEVADO DE RUIZ (Control de sondeos)
SONDEO MTC- MTC- MTC- EQUIPO
30
50
80
NR-1
NR-2
NR-3
NR-4
NR-5
NR-6
NR-7
NR-8
NR-9
NR-10
NR-11
NR-12
NR-13
NR-14
NR-15
NR-16
NR-17
NR-18
NR-19
NR-20
NR-21
NR-22
NR-23
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1461
1461
1461
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2660
2661
1461
2660
2661
2660
1461
2661
1461
1461
2660
2661
2660
1461
COORDENADAS
ALT. REVISION SSMT
TBL
2000
BOGOTA OBSERVATORIO (m)
EMT
3464
X
X
853280
1032738
3475
X
X
853265
1032856
3428
X
852887
1033036
3471
X
X
853300
1032800
3488
X
X
853207
1032608
3406
X
852723
1033223
3496
X
X
853100
1032622
3276
X
X
852095
1033651
3273
X
X
851714
1033721
3161
X
X
851549
1034143
3034
X
851063
1034673
3036
X
X
850319
1034417
2963
X
X
849842
1034770
2929
X
X
849655
1035251
2878
X
X
848949
1035896
2712
X
847851
1036074
2563
X
X
847726
1036571
2496
X
847133
1036962
2461
X
846800
1037350
2362
X
X
845600
1038250
2295
X
844895
1038797
2425
X
844600
1036200
3483
X
853109
1030275
102
MTedit Winglink
MMT HMT RMT MTH MTL
X
X
X
X
X
X
XX XX
X
X
X
X
X
X
XX XX
X
X
X
X
X
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X
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XX
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NR-24
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1460
2660
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2661
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2660
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2661
1460
2660
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2660
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2661
1460
851880
854402
851441
850144
850793
850253
850556
849350
851483
848404
851484
846125
850980
844545
850301
851370
851891
850013
850095
854043
850191
853457
849290
852506
850776
851991
850150
848747
848972
848415
848663
847976
848086
847485
3338
3605
3327
3076
3263
3055
3139
2902
3051
2797
3008
2344
3007
2271
2983
3197
3101
3012
3218
3537
3026
3493
2906
3399
3170
3360
2521
2808
2826
2791
2811
2743
2769
2683
1031146
1029421
1031207
1032148
1031199
1033692
1031871
1035500
1035388
1036111
1035372
1037524
1035371
1038964
1035318
1034216
1035081
1034533
1034587
1029733
1034072
1030070
1035471
1030843
1031626
1031169
1033500
1033980
1033847
1034314
1034122
1034112
1034270
1034103
103
X
X
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NR-58
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2660
1460
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1461
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2661
1460
2660
1461
847905
849187
849040
849772
849146
850175
848215
847842
848083
847382
849658
846356
849659
845761
845550
845463
845451
846010
846297
846741
847104
847633
853070
848335
852598
848730
852256
849234
849133
849303
8491543
849640
851977
850253
2691
2811
2799
2847
2811
2950
2642
2708
2541
2540
2957
2379
2971
3022
3126
2949
3046
3016
3076
3090
3153
3226
3841
3447
3791
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3570
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1034210
1034136
1033945
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1034910
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1036146
1035184
1036818
1034514
1037268
1034519
1032304
1030214
1033092
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845634
850483
845990
849640
845490
844707
845853
846487
844004
845683
844535
843484
844917
3707
3060
2661
2983
2984
3122
3305
3156
2997
3154
2957
3123
3153
3113
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1028274
1030268
1028449
1029806
1030282
1029236
1031332
1028396
1031250
1028487
1028383
1028725
105
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12.2. Anexo 2. Ejemplo de encabezado de archivo .EDI
HEAD
DATAID="NR-11"
ACQBY="UNAM"
FILEBY="UNAM"
ACQDATE=06/24/11
FILEDATE=09/16/11
COUNTRY="Colombia"
STATE="Tver"
LAT=04:54:30
LONG=-075:25:12
ELEV=3034
UNITS=M
STDVERS="SEG 1.0"
PROGVERS="MRK 1.20"
PROGDATE=06/01/01
EMPTY=1.0E+32
>INFO
RUN INFORMATION
PROCESSED FROM DFT TIME SERIES
SURVEY: NEVADO
COMPANY: INGEOMINAS
JOB:
Lat 04:54.505 N Lng 075:25.209 W
HARDWARE: V86W2
START-UP: 2011/06/24 - 20:24:00
END-TIME: 2011/06/24 - 20:34:10
FILE: NR11
MTUPROG VERSION: 3124E62
MTU-DFT VERSION: TStoFT.38
MTU-RBS VERSION:R2010-0330-B20
Reference Field: Local H - Ref.
XPR Weighting: RHO Variance.
RBS: 1 COH: 0.85 RHO VAR: 0.75
CUTOFF: 0.00 COH: 35 % VAR: 25 %
Notch Filters set for 60 Hz.
Comp
Ex & Ey:
Hx & Hy:
Hz:
Rx & Ry:
Hx Sen:
Hy Sen:
Hz Sen:
Rx Sen:
Ry Sen:
MTU box
V86W2
V86W2
V86W2
V86W2
AMTC2041
AMTC2043
AMTC2054
S/N
2661
2661
2661
2661
Temp
50 C
50 C
50 C
50 C
STATION 1
STN Number: NR-11
Site Desc; BadR: 0 SatR: 3
Lat 04:54:303N Long 075:25:125W
Elevation: 3034
M. DECL: -3.00
Reference Site: 2661624B
Site Permitted by: ISAGEN
Site Layout by: ALMAGUER
SYSTEM INFORMATION
MTU-Box Serial Number: U-2661
MTU-Box Gains:E`s x 1 H`s x 1
MTU-Ref Serial Number: U-2661
Comp Chan#
Sensor
Azimuth
Ex1
1
43.00 M
0.0 DGmn
Ey1
2
50.00 M
90.0 DGmn
Hx1
3
AMTC2041
0.0 DGmn
Hy1
4
AMTC2043
90.0 DGmn
Hz1
5
AMTC2054
RHx3
6
AMTC2041
0.0 DGmn
RHy3
7
AMTC2043
90.0 DGmn
Ebat:12.1V Hbat:12.1V Rbat:12.1V
Ex Pot Resist: 1.685 Kohms
Ex Voltage:AC=59.3mV, DC=-3.10mV
Ey Pot Resist: 1.460 Kohms
Ey Voltage:AC=123.mV, DC=+64.0mV
>=DEFINEMEAS
MAXCHAN=7
MAXRUN=999
MAXMEAS=7
UNITS=M
REFTYPE=CART
>!****THE X,Y OFFSETS ARE RELATIVE TO THIS REFERENCE****!
REFLAT=04:54:30
REFLONG=-075:25:12
REFELEV=3034
>!****DEFINE MEASUREMENTS FOR MT SOUNDING****!
>HMEAS ID=6241.624 CHTYPE=HX X=8.5 Y=8.5 AZM=0 ACQCHAN=CH3
>HMEAS ID=6242.624 CHTYPE=HY X=8.2 Y=8.7 AZM=2 ACQCHAN=CH4
>HMEAS ID=6243.624 CHTYPE=HZ X=21.2 Y=-21.2 AZM=0 ACQCHAN=CH5
>EMEAS ID=6244.624 CHTYPE=EX X=-21.5 Y=-0.0 X2=21.5 Y2=0.0 ACQCHAN=CH1
>EMEAS ID=6245.624 CHTYPE=EY X=-0.0 Y=-25.0 X2=0.0 Y2=25.0 ACQCHAN=CH2
>HMEAS ID=6246.624 CHTYPE=HX X=8.5 Y=45008.5 AZM=0 ACQCHAN=CH6
>HMEAS ID=6247.624 CHTYPE=HY X=8.2 Y=45008.7 AZM=2 ACQCHAN=CH7
>!****FINAL SUMMED AND EDITED SPECTRA****!
>=SPECTRASECT
SECTID="266111-624B"
NCHAN=7
NFREQ=5
MAXBLKS=5
// 7
6241.624
6242.624
6243.624
6244.624
6245.624
6246.624
6247.624
>SPECTRA FREQ=1.040E+04 ROTSPEC=0 BW=2.6000E+03 AVGT=4.1555E+04 // 49
1.196E-07 -1.918E-08 2.040E-08 -2.879E-04 -4.448E-04 0.000E+00 -1.918E-08
-7.741E-08 7.460E-08 -5.258E-09 2.319E-04 2.499E-04 1.918E-08 0.000E+00
5.337E-08 -4.067E-08 2.787E-08 -1.294E-04 -1.594E-04 -2.040E-08 5.258E-09
106
12.3. Anexo 3. Curvas de resistividad y fase.
Sondeo NR01
Sondeo NR02
Sondeo NR03
Sondeo NR04
Sondeo NR05
Sondeo NR06
Sondeo NR07
Sondeo NR08
Sondeo NR09
107
Sondeo NR19
Sondeo NR20
Sondeo NR21
Sondeo NR22
Sondeo NR23
Sondeo NR24
Sondeo NR25
Sondeo NR26
Sondeo NR27
108
Sondeo NR28
Sondeo NR29
Sondeo NR30
Sondeo NR31
Sondeo NR32
Sondeo NR33
Sondeo NR34
Sondeo NR36
Sondeo NR37
109
Sondeo NR38
Sondeo NR39
Sondeo NR40
Sondeo NR41
Sondeo NR42
Sondeo NR44
Sondeo NR45
Sondeo NR46
Sondeo NR48
110
Sondeo NR49
Sondeo NR50
Sondeo NR52
Sondeo NR53
Sondeo NR54
Sondeo NR55
Sondeo NR56
Sondeo NR57
Sondeo NR58
111
Sondeo NR59
Sondeo NR60
Sondeo NR61
Sondeo NR62
Sondeo NR63
Sondeo NR64
Sondeo NR65
Sondeo NR66
Sondeo NR67
112
Sondeo NR68
Sondeo NR69
Sondeo NR70
Sondeo NR71
Sondeo NR72
Sondeo NR73
Sondeo NR74
Sondeo NR75
Sondeo NR76
113
Sondeo NR77
Sondeo NR78
Sondeo NR79
Sondeo NR80
Sondeo NR81
Sondeo NR82
Sondeo NR84
Sondeo NR85
Sondeo NR87
114
Sondeo NR89
Sondeo NR89
Sondeo NR91
Sondeo NR92
Sondeo NR93
Sondeo NR95
Sondeo NR96
Sondeo NR98
Sondeo NR99
115
Sondeo NR100
Sondeo NR102
Sondeo NR104
Sondeo NR105
116
Sondeo NR103
12.4. Anexo 4. Modelos 1D del invariante
Sondeo NR01
Sondeo NR03
Sondeo NR04
Sondeo NR05
Sondeo NR07
Sondeo NR08
Sondeo NR09
Sondeo NR10
Sondeo NR12
Sondeo NR13
Sondeo NR14
Sondeo NR15
Sondeo NR16
Sondeo NR17
Sondeo NR18
Sondeo NR19
Sondeo NR20
Sondeo NR21
Sondeo NR22
Sondeo NR23
Sondeo NR24
Sondeo NR25
Sondeo NR26
Sondeo NR27
117
Sondeo NR28
Sondeo NR29
Sondeo NR30
Sondeo NR31
Sondeo NR32
Sondeo NR33
Sondeo NR34
Sondeo NR36
Sondeo NR37
Sondeo NR38
Sondeo NR39
Sondeo NR40
Sondeo NR41
Sondeo NR42
Sondeo NR44
Sondeo NR45
Sondeo NR46
Sondeo NR48
Sondeo NR49
Sondeo NR50
Sondeo NR52
Sondeo NR53
Sondeo NR54
Sondeo NR55
Sondeo NR56
Sondeo NR57
Sondeo NR58
Sondeo NR59
118
Sondeo NR60
Sondeo NR61
Sondeo NR62
Sondeo NR63
Sondeo NR64
Sondeo NR65
Sondeo NR66
Sondeo NR67
Sondeo NR68
Sondeo NR69
Sondeo NR70
Sondeo NR71
Sondeo NR72
Sondeo NR73
Sondeo NR74
Sondeo NR75
Sondeo NR76
Sondeo NR77
Sondeo NR78
Sondeo NR79
Sondeo NR80
Sondeo NR81
Sondeo NR82
Sondeo NR83
Sondeo NR87
Sondeo NR89
Sondeo NR90
Sondeo NR91
119
Sondeo NR92
Sondeo NR93
Sondeo NR95
Sondeo NR96
Sondeo NR99
Sondeo NR100
Sondeo NR102
Sondeo NR103
Sondeo NR105
120
12.5. Anexo 5. Mapas de resistividad aparente del invariante.
121
122
123
124
125
12.6. Anexo 6. Análisis de dimensionalidad de acuerdo a Swift 1967.
126
127
128
129
130
12.7. Anexo 7. Ajuste de curvas TE y TM calculados y observados para su
interpretación 2D.
Sondeo:01 Rms: 3.4751
Sondeo:02 Rms: 3.861
Sondeo:03 Rms: 5.856
Sondeo:04 Rms: 3.9639
Sondeo:05 Rms: 5.5184
Sondeo:06 Rms: 6.666
Sondeo:07 Rms: 2.8025
Sondeo:09 Rms: 2.9834
Sondeo:10 Rms: 2.4619
Sondeo:11 Rms: 2.8991
Sondeo:12 Rms: 3.2416
Sondeo:13 Rms: 2.8795
Sondeo:15 Rms: 3.082
Sondeo:16 Rms: 4.8634
Sondeo:17 Rms: 3.079
Sondeo:18 Rms: 3.1164
Sondeo:19 Rms: 8.0612
Sondeo:20 Rms: 6.0109
Sondeo:21 Rms: 2.8631
Sondeo:24 Rms: 7.089
Sondeo:25 Rms: 1.6838
Sondeo:26 Rms: 3.2489
Sondeo:27 Rms: 2.4786
Sondeo:28 Rms: 2.6295
Sondeo:30 Rms: 4.551
Sondeo:31 Rms: 3.8722
Sondeo:33 Rms: 6.8857
Sondeo:36 Rms: 2.4886
131
Sondeo:37 Rms: 3.2134
Sondeo:38 Rms: 4.1164
Sondeo:39 Rms: 1.9705
Sondeo:40 Rms:2.5993
Sondeo:41 Rms: 3.7951
Sondeo:42 Rms:5.511
Sondeo:44 Rms: 6.5808
Sondeo:45 Rms: 3.8428
Sondeo:46 Rms: 4.5866
Sondeo:48 Rms: 3.2097
Sondeo:49 Rms: 3.7134
Sondeo:52 Rms:3.8581
Sondeo:55 Rms:4.1491
Sondeo:56 Rms:5.0461
Sondeo:57 Rms:2.4604
Sondeo:59 Rms:4.6659
Sondeo:62 Rms:10.4121
Sondeo:63 Rms: 3.2164
Sondeo:65 Rms: 3.9619
Sondeo:67 Rms:6.0543
Sondeo:68 Rms: 6.5339
Sondeo:69 Rms: 1.3069
Sondeo:72 Rms: 8.3334
Sondeo:74 Rms: 6.097
Sondeo:75 Rms: 13.9562
Sondeo:77 Rms: 2.5491
Sondeo:78 Rms: 1.6332
Sondeo:80 Rms: 2.9273
132
Sondeo:81 Rms:4.0911
Sondeo:82 Rms: 5.1345
Sondeo:84 Rms: 3.5228
Sondeo:85 Rms: 3.8426
Sondeo:87 Rms: 5.7743
Sondeo:89 Rms: 6.2988
Sondeo:90 Rms: 3.2113
Sondeo:91 Rms: 9.7851
Sondeo:94 Rms: 4.8939
Sondeo:96 Rms: 9.3824
Sondeo:100 Rms: 4.7634
Sondeo:102 Rms: 5.0589
Sondeo:103
Sondeo:104 Rms: 2.5156
133