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ANEXO 1
GEOLOGIA DE LA CORDILLERA REAL
La secuencia de las divisiones de Este a Oeste:




Zamora
Salado
Loja
Alao y

Guamote
Los límites tectónicos entre las divisiones son:

Falla Cosanga Méndez,

Falla Llanganates

Falla Frente Baños y

Falla Peltetec (Vaca et al 2005)1
Al este, las unidades de la división Loja conforman el basamento del valle
interandino, que se encuentra cubierto por depósitos volcánicos cuaternarios.
La División Salado comprende las unidades Upano, Cuyuja, Cerro Hermoso y
Azafrán. La unidad Azafrán consiste en cuarzomonzonitas a granitoides
débilmente etamofizados y esquistos verdes de grano medio (Baldock, 1982).
La unidad Upano, incluye esquistos verdes, metagrawacas y rocas
metasedimentarias con clastos de cuarzo azul, de edad Jurásico Inferior a
Medio (Litherland et al., 1994).
La División Loja, consiste en rocas semipelíticas metamorfizadas de las
unidades Chiguinda y Agoyán, granitoides tipo S con cuarzo azul de la unidad
Tres Lagunas, además de anfibolitas y migmatitas de las unidades Monte Olivo
y Sabanilla respectivamente. La unidad Agoyán consiste en esquistos pelíticos
y gneises que afloran principalmente al norte de la cordillera. La unidad Tres
Lagunas, es la principal unidad ígnea de la división Loja (Aspden et al., 1994) y
está estrechamente asociada en contactos tectónicos a las unidades Agoyán y
Chiguinda, forma cinturones de monzogranitos y granodioritas (tipo S) de grano
medio a grueso con cristales de cuarzo azul pálido, con diferentes grados de
deformación y metamorfismo desde esquistos a gneises (Litherland et al.,
1994).2
DIVISIONES LITOTECTONICAS “INFORMALES”
Las divisiones litotectónicas se hicieron en base a rasgos tectónicos regionales
así como por la litología y ambientes de formación.
1
2
Guadalupe Alcocer Rolando, Análisis del uso del método GIN en el proyecto hidroeléctrico Mazar, 2011
Valoración del Patrimonio Ambiental para la conservación y puesta en valor (INSTITUTO NACIONAL DE
PATRIMONIO CULTURAL – ECUADOR (INPC)) MINISTERIO COORDINADOR DE PATRIMONIO (MCP) Puesta en
valor del QHAPAQ ÑAN – Red Vial Prehispánica – Capítulo 3
DIVISIÓN GUAMOTE
No se tienen datos exactos en cuanto a la edad de la División Guamote pero lo
que sí es claro es que subyace a la formación Yunguilla del Maastrichtiano; se
la interpreta como la matriz de cuña de acreción. Son rocas de un ambiente
continental. Se compone de pizarras, filitas (filitas de Ambuquí), cuarcitas; son
rocas de metamorfismo de grado bajo a medio (tectonitas) que se les atribuye
una edad Jurásico Superior y que corresponde a una cuña clástica de
acreción). Guamote esta constituido por las unidades Punín, Cebadas,
Guasuntos.
DIVISIÓN ALAO
En el sector de Alao (volcán Altar) se tienen gabros, serpentinitas, corresponde
a una zona de “melange” fuertemente tectonizada ( sutura o falla Peltetec, lo
que correspondería a Ofiolitas desmembradas); en la zona de Peltetec afloran
rocas básicas (gabros, serpentinitas) tectonizadas. Mas hacia el este, en el
sector de Paute se encuentra andesitas, aglomerados volcánicos, tobas (con
clivaje) que no tienen relación alguna con las rocas de la división Guamote. Sus
unidades son:
Unidad Peltetec: Ofiolitas desmembradas: peridotitas, gabros, basaltos
espilíticos, deleritas
Unidad Maguazo: Meta-turbiditas (tiene fósiles de Jurásico Superior), wackes,
areniscas bien estratificadas con plegamiento, rocas verdes.
Unidad El Pan: Turbiditas, filitas, esquistos, pizarras negras.
Unidad Alao-Paute: Lavas y tobas. Las rocas verdes que se presentan
desarrollan facies de pelitas y esquistos.
DIVISION LOJA
Unidad Sabanilla: A diferencia de las demás unidades se tiene metamorfismo
de grado medio a bajo
Unidad Chiguinda: Son paquetes de filitas y pizarras negras que rodean los
granitoides Sabanilla y Tres Lagunas. Al igual que la división Guamote y la
Unidad el Pan, se cree que esta unidad es del Paleozoico.
Unidad Monte Olivo: En el sector del Juncal se encuentran rocas (esquistos)
con facies de anfibolita que tienen un protolito básico que podrían ser
equivalentes con el Grupo piedras. Se relaciona con el granitoide Tres Lagunas
el cual a su vez sería equivalente con los granitos la Bocana y Moromoro. La
asociación de granitoides con anfibolitas se típica en ambientes de margen
pasivo. Hasta aquí se puede ver que las unidades Alao Paute (arco de islas) y
Upano son similares litológicamente hablando y lo mismo sucede con la
División Guamote y la unidad El Pan (parte de una cuña de acreción)
DIVISIÓN SALADO
Se caracteriza por facies más bien de esquistos verdes
Unidad Cuyuja Esquistos grafitosos con cianitas, esquistos pelíticos.
Unidad Upano: Esquistos verdes
Unidad Cerro Hermoso: Meta-sedimentos y mármoles
Unidad Azafrán: Granitoides, granodioritas excepcionalmente blancas
DIVISION ZAMORA
Metamorfismo de muy bajo a ninguno. Se encuentra andesitas, basaltos
Skarns: aparecen como huéspedes del yacimiento aurífero. Los skarns de
magnetita (Ca-Fe) generalmente tienen mineralización polimetálica: pirrotina,
calcopirita y menor cantidad de magnetita. No son favorables para la
mineralización de oro. Son marginales en la Zona Subandina.
ZONA Subandina (AMAZONÍA) La Formación
volcano-sedimentos y mármoles, filitas.
Isimanchi se compone de
La Formación Piuntza tendría una edad Triásica. El volcanismo en el
Subandino se encuentra mal caracterizado así como su equivalente
metamórfico.
MAGMATISMO-VOLCANISMO-METAMORFISMO
Geoquímicamente se dispone de dos tipos de intrusivos: tipo S (que se
relacionan a zonas en colisión de rift, a zonas de cizalla; son granitos
anatécticos, es decir, se forman por fusión parcial) y tipo I (que se asocian a
volcanismo de arco). Así se encuentran los granitos Tres Lagunas y Sabanilla:
228Ma, tipo S (D. Loja), Azafrán: 120-140Ma.,tipo I (D. Salado), Abitagua y
Zamora:150-190Ma.,tipo I (D. Zamora).
Granitoides no deformados (tipo I) son: Tampanchi (intrusivo tipo Alaskan pipe
que se relaciona con la presencia de hotspots, es un granito félsico que
presenta diques de anfibolita; presenta pegmatitas) y Pimampiro: 80Ma, San
Lucas: 50-60Ma., Pungalá-Amaluza: 40Ma, Portachuelo: 20Ma, Magtayan 6886Ma.
VOLCANISMO
A la unidad Alao-Paute (características de arco insular) y la División Salado,
Unidad Upano, se le atribuye un volcanismo Jurásico, la unidad de Misahuallí
(se la encuentra a la base del Cretácico, se compone de basaltos en
almohadilla, basaltos toleíticos, andesitas basálticas, riolitas, ignimbritas ácidas;
tiene relación con los plutones Zamora, Abitagua, Azafrán y Tampanchi que
corresponden a rocas de un arco continental) corresponde al Jurásico MedioTardío, Isimanchi(Paleozoico) y Piuntza (meta-volcánicos, tienen composición
ácida, hay también brechas andesíticas y riolíticas, brechas volcánicas y
piroclastos) se le atribuye un volcanismo más bien Triásico relacionado a un
ambiente de rift. Los batolitos de Zamora y Abitagua son ejemplos de
volcanismo. En la zona oriental (Amazonía) se encuentran rocas tales como
basalto y filobasaltos hasta riolitas (Fm. Misahuallí) que se encuentran también
en la zona Subandina.
METAMORFISMO
El metamorfismo es de grado bajo a medio, que ocurre probablemente desde el
Triásico. En el Neocomiano se aprecia un evento de metamorfismo observable
en la formación Misahuallí por la discordancia que existe. Del mismo modo se
aprecia un reseteo importante en 83-73Ma. que se atribuye a un evento térmico
(acreción después del Campaniano). También existen pulsos importantes a los
40Ma. (Paleoceno).
CARACTERÍSTICAS TECTONICAS








Se observan foliaciones fuertes NNE-SSO con buzamientos al este y oeste.
En las Napas de Cuyuja se tienen foliaciones más bien horizontales y subhorizontales(centro norte de la Codillera)
Es representativo el sobre-corrimiento de la división Guamote hacia el oeste
A la altura de Cuenca se han reportado duplexes
En Papallacta se tienen evidencias de transpresión.
Se tienen evidencias de cizallamiento dextral (y formación de tectonitas)
mediante estructuras s-c, rotación de porfiroblastos, (estructuras mica fish)
Las unidades Cerro Hermoso y Cuyuja son formaciones jóvenes y
posteriores a la formación de los Granitos S lo que implica que la
deformación de las Napas también es posterior.
El cabalgamiento que se observa podría formarse al mismo tiempo que el
cizallamiento (En la división Salado se dan cabalgamientos así como
corrimientos de alto grado “Thrust”)
EVOLUCION
La presencia de anfibolitas (Unidad Monte Olivo) y los granitoides (Tres
Lagunas) evidencia la formación del rift Triásico (se evidencia por elementos
estratigráficos y por el rift Triásico conocido de mejor manera en el Perú) esto
es, rocas básicas con rocas del continente en un proceso claro de anatexis.
Posteriormente se tiene un proceso de subducción y la creación de un arco
continental en el Jurásico. En el lado occidental se tiene, en cambio, un arco
insular, esto en el Jurásico Tardío. Las rocas de la división Loja más bien
serían rocas encajantes. Estas rocas (Unidad Chiguinda, división Loja) podrían
ser equivalentes con las rocas de las formaciones Pumbuiza y Macuma. El rift
se aborta, seguidamente en el Jurásico Medio-Superior se dio un cambio en la
dirección de subducción, apareciendo entonces el volcanismo Misahuallí y
formándose los Granitos tipo I. No se desliga este evento del volcanismo
Salado así como todas sus series volcano-sedimentarias que son secuencias
de ante-arco (Unidad Upano). La unidad Alao-Paute es un arco insular
(Cretácico Inferior o límite del Jurásico-Cretácico, Neocomiano) que estaba
desarrollándose y que finalmente se acreciona a la Cordillera. Este evento
explica la evidencia de la sutura Peltetec (140-125Ma. suceden eventos
importantes en los Andes como plutonismo y un evento de reseteo).
Existen dos zonas de subducción que genera el volcanismo de las divisiones
Alao y Salado. Durante el Cretácico Inferior, en el dominio oceánico se genera
una cuña de acreción donde se depositan sedimentos del malange tectónico
que incluye una matriz de talud oceánico (pelitas). Corresponde a lo que es la
división Guamote y que se proyecta más bien hacia el sur. 3
3
Apuntes de Geología del Ecuador, Facultad de Geología, Escuela Politécnica Nacional. Profesor: Dr. Arturo Egüez
ANEXO 2
COMPOSICIÓN DE LAS ROCAS
CALDERA CHACANA
DIVISIÓN
COMPOSICIÓN
CONTENIDO DE K
FLANCO EXTERIOR DE LA CALDERA
Serie tablones
Desde andesitas hasta Medio
y
alto-K,
riolitas,
mayormente siendo
las
más
andesitas (56,9 – 58,8 recientes las más
wt. % SiO2,)
enriquecidas en K
ACTIVIDAD POST COLAPSO
RELLENO INICAL
Unidad
14 Andesíticas
y Medio-K.
(Lavas
dacíticas (59,7 – 64,3
andesíticas
y wt. % SiO2).
dáciticas
negras)
ACTIVIDAD VOLCÁNICA DACÍTICA Y RIOLÍTICA
Volcánicos
Amplio
rango Medio-K
Tabla
Rumi composicional
en
(Unidad 18)
sílice (59,3 – 66,4 wt.
% SiO2)
Volcánicas
Andesíticas
a Las rocas se ubican
Plaza
de riolíticas (59,94
– en el campo de altoArmas (Unidad 69,38 wt. % SiO2) K
19)
teniendo incluso un
flujo de obsidiana,
que lamentablemente
presenta
un
LOI
demasiado
elevado
(5,7) y por lo tanto ha
sido descartada del
análisis (composición
69,38 wt. % SiO2).
El Chusalongo Rocas
con Mediano y alto K
(Unidad 20)
composiciones
esencialmente
andesíticas (56,91 –
61,96 wt. % SiO2).
Flujos
Andesitas
hasta Medio-K para los
intracaldera
riolitas (57,7 – 69,7 flujos del
borde
wt. % SiO2),
topográfico
y de
alto-K
para
los
domos
y
flujos
intracaldera.
DEPÓSITOS RECIENTES
Unidad
26 Andesíticas
y Medio y alto-K
Flujos
dacíticas (61,9 – 63,1
andesíticos
dacíticos
Volcánicos
Antisana
(Unidad 27)
y wt. % SiO2).
Andesitas basálticas
hasta dacitas (54,9 –
63,2 wt. % SiO2), sin
embargo, Bourdon et
al., (2002), con un
muestreo
más
detallado,
presentan
composiciones entre
53,2 – 66,5 wt. %
SiO2.
Flujos de lava Andesíticas
(62,14;
históricos
61,96 wt. % SiO2)
Pinantura
y
Papallacta
(Unidad 30)
Las muestras se
ubican en el campo
de alto-K.
Medio y alto-K.
Todas las rocas analizadas en la zona de estudio presentan características
típicas de rocas de arco continental con carácter calco-alcalino. Esto es
evidenciado claramente en los diagramas de clasificación de Irvine y
Barragar (1971) y Miyashiro (1988), que distinguen a las rocas con afinidad
toleítica de las rocas que presentan afinidad calco-alcalina. Son rocas
esencialmente sub-alcalinas en las que se observa un incremento en el
contenido de álcalis de las rocas más antiguas hacia las rocas más recientes
dentro de cada serie, siendo esto además congruente con el incremento de
SiO2.
ANEXO 3
GRAVIMETRIA, SISMICA Y MAGNETO
TELURICA
Gravimetría
La prospección gravimétrica se fundamenta en la observación experimental de
que la intensidad del campo gravitacional de la superficie terrestre presenta
variaciones pequeñas, que pueden ser detectadas con instrumentos de
precisión. Estas anomalías gravimétricas se originan por variaciones en la
masa de la corteza terrestre, debidas a rasgos litológicos y estructurales. La
intensidad promedio del campo gravitacional (en su componente vertical) de la
tierra está dada por la expresión:
Donde:
G es la constante de gravitación.
Mt la masa de la Tierra y
Rt su radio.
A nivel del mar, en el ecuador, g tiene un valor de 9,780326771 m/s2, según el
World Geodetic System 1984 (WGS-84).
Cuando el estudio es de carácter regional, los levantamientos se hacen con
equipo instalado en una aeronave. Los gravímetros miden la componente
vertical de la intensidad del campo gravitacional, mientras que los estudios de
mayor detalle se llevan a cabo con
gravímetros portátiles, haciendo lecturas
en estaciones predeterminadas, a lo
largo de ciertas trayectorias. En estos
casos, es indispensable el realizar un
levantamiento topográfico de precisión
de manera simultánea, para poder
corregir los valores de gravedad leídos,
a un mismo nivel de referencia.
Los datos de campo para poder ser
interpretados, deben corregirse de tal
manera que los valores de gravedad
tengan una referencia normalizada, ya
que de otra manera, alguno o varios de
estos efectos pueden ser dominantes e
impedir que las anomalías puedan ser
observadas; estas correcciones son: a)
latitud, b) altitud, c) Efecto Bouger, d) efecto topográfico y e) mareas
gravitacionales. Una vez realizadas estas correcciones a los datos de campo,
se elabora el plano de anomalía de Bouger, que es la base para el modelado y
las interpretaciones. Los procedimientos para estas correcciones y la
elaboración del plano están bien establecidos y existen programas informáticos
para estos procesos.
El modelado de las anomalías gravimétricas no tiene una solución única. Por
ello, un buen modelado gravimétrico dependerá del conocimiento geológico
que se tenga de la zona de estudio.
El primer paso en el modelado es la obtención de la anomalía de Bouger
residual. Las observaciones de campo indican que existe una cierta correlación
directa entre la magnitud y la amplitud espacial de una anomalía gravimétrica,
esto implica que, si deseamos determinar la naturaleza de una anomalía local,
es necesario primero restar el efecto de la anomalía regional en la que se
encuentra inmersa; el procedimiento impone un reto al explorador, pues debe
definir qué entiende por regional y qué por local, por lo que debe disponerse de
un conocimiento adecuado de la geología. Una vez conceptualizado el modelo,
se pueden aplicar diversos métodos numéricos para restar la anomalía
regional.
Como última etapa, se llevará a cabo el modelado numérico de la anomalía de
interés, que consiste en proponer la geometría y localización del cuerpo
geológico causante de la anomalía residual. Este puede realizarse con técnicas
directas o inversas.
El resultado del modelado es una imagen estructural del subsuelo, con
información de localización de fallas y contactos litológicos existentes entre
diferentes cuerpos, espesor de rellenos sedimentarios y aluviales, y espesores
de cobertera volcánica.
Microsísmica
El tipo de prospección que se utiliza en geotermia es el registro de la
microsismicidad natural del terreno, conocida como sísmica pasiva. Los sismos
son producidos por el paso de ondas elásticas a través de las rocas de la
Tierra. Estas ondas se originan por la liberación repentina de energía en el
subsuelo, ya sea por el esfuerzo de una deformación liberado súbitamente, por
una intrusión magmática, por colapso de una estructura geológica, etc.
Las ondas sísmicas se dividen en dos grupos: las que se propagan a través de
la masa de las rocas y las que viajan por la superficie. Estas últimas no son
útiles en la prospección de recursos naturales; sin embargo, su estudio es
importante pues son las causantes principales de las sacudidas de las
estructuras construidas por el hombre.
Las ondas que viajan por la masa de la roca se dividen, a su vez, en ondas
primarias (P) y secundarias (S). Las ondas P son ondas compresivas, similares
a las ondas de sonido, en las que el movimiento oscilatorio de las partículas
está en la misma dirección que la propagación de la onda. En las ondas S la
dirección del movimiento oscilatorio de las partículas es perpendicular a la
dirección de propagación de la onda. Las ondas P viajan a mayor velocidad
que las S y en fluidos las ondas S no se pueden propagar.
La velocidad de propagación de la onda sísmica depende de las propiedades
mecánicas de la roca como: compresibilidad, rigidez, densidad, etc. Cuando la
onda encuentra una interfase entre rocas con diferentes propiedades se refleja
y refracta, de una manera que puede ser complicada.
La actividad sísmica se registra mediante sismómetros y sismógrafos. Los
equipos digitales de tres componentes (x, y, z) son los más adecuados para
estudios exploratorios. Los sensores pueden medir la velocidad del movimiento
del terreno o la aceleración. Estos últimos son mejores pues pueden registrar
sismos en un rango grande de magnitudes sin que se saturen.
La actividad sísmica se mide en escalas de intensidad y de magnitud.
Las escalas de intensidad se refieren a los daños causados por un sismo y no
se basan en algoritmos cuantitativos (escala de Mercalli). La escala de
magnitud, en cambio, es proporcional a la cantidad de energía liberada por un
sismo. La escala utilizada es la de Richter, que consiste en una escala
logarítmica que mide la máxima amplitud de onda registrada en un sismógrafo
estándar a una distancia de 100 km del epicentro.
Cuando se dispone de suficiente información de calidad, es posible interpretar
el mecanismo focal que produjo el sismo e inferir la geometría del plano de
falla, con base en la distribución de la dirección de llegada de las ondas P a la
superficie del terreno.
Las emisiones sísmicas o los estudios de ruido son validos para estudios de
evolución temporal de yacimientos.
La técnica de sísmica pasiva, actualmente en uso, es el método de micro
sísmica (MEQ). Esta técnica emplea una apretada distribución de detectores
para cartografiar los hipocentros de microsismos y de esta forma se han
realizado numerosas investigaciones con distintos grados de éxito en muchos
de los campos geotérmicos. Las investigaciones microsísmicas se han
desarrollado hasta formar una parte integral sistemática de los programas de
exploración geotérmica. Esta técnica parece ser especialmente útil para la
exploración de recursos controlados por la existencia de fracturas y recursos
asociados a volcanes.
La actividad sísmica es, generalmente, un fenómeno episódico más que
continuo. Enjambres de terremotos, en algunas ocasiones de órdenes de
magnitud de centenares en unos cuantos días, pueden ser típicos en estas
zonas. Las magnitudes de los sismos son pequeñas, generalmente 0,5<M<2,0, con focos superficiales a profundidades generalmente inferiores a
los 5 km. Los datos registrados se interpretan en función del retraso de las
ondas P, la atenuación de las ondas S, y la posición y alineamiento de los
epicentros.
Una investigación de exploración típica, usaría una red de 4 a 10 estaciones de
registro de microsismos simultáneamente extendida sobre una zona de quizás
100 a 1.000 km2. Si la zona de investigación ha sido ya restringida mediante el
uso de otro indicador geotérmico o por consideraciones económicas, las
estaciones pueden estar en actividad continua por un periodo de 14 a 100 días,
dependiendo del nivel de sismicidad, el criterio sobre el comportamiento
episódico del fenómeno y consideraciones económicas. A modo de
reconocimiento, la mitad o más de esas estaciones se cambian de ubicación
(procedimiento "salto de rana") cada 3 a 10 días, lo cual resulta en un mayor
potencial para cubrir un área mayor, pero con menos densidad de datos.
En los estudios de microsismicidad es necesario instalar una red local con al
menos, unas seis estaciones. Para ubicar un sismo con suficiente exactitud se
debe registrar en al menos tres estaciones y que el epicentro se localice dentro
del perímetro cubierto por la red.
Los resultados más fiables de una investigación microsísmica son: la
determinación de la sismicidad relativa de la zona (pero solamente para el
período de tiempo durante el cual se realiza el estudio) y la localización de los
hipocentros. Una alineación de dichos hipocentros puede definir la localización
de estructuras activas que, razonablemente, se encargarían de servir de
cauces a los fluidos geotérmicos. La aparición de un enjambre de sismos en
una zona concreta, serviría para considerar esa zona como prioritaria en
cuanto a prospecciones futuras. En casos favorables, zonas del yacimiento con
rocas fracturadas pueden venir indicadas por un retraso en la propagación de
las ondas P y una atenuación de las ondas S (Coforth et al. 1972).
Las investigaciones micro sísmicas pueden tener un papel muy importante en
la exploración de sistemas geotérmicos profundos sin manifestaciones
superficiales, donde los flujos de agua fría por encima del reservorio,
enmascaran las características eléctricas y térmicas en las exploraciones
próximas a la superficie. Este tipo de investigaciones puede ser también muy
interesante en la localización de las estructuras más importantes dentro, o al
borde, de los recursos existentes en cuencas sedimentarias.
Métodos de Sísmica Activa
Sísmica de Refracción
Estos estudios son muy apropiados para
investigaciones corticales o estructurales a escala
regional (atenuación por la existencia de cámaras
magmaticas, etc), pero no tienen sin embargo la
resolución espacial o el potencial apropiado para
promediar las señales que permitan delinear
anomalías a escala de zona de prospección
Sísmica de Reflexión
Se utiliza como herramienta básica en la
prospección petrolera y que consiste en provocar
artificialmente ondas sísmicas en el subsuelo,
mediante explosivos o vibradores. Al medir y
registrar la componente reflejada de estas ondas,
se puede obtener información valiosa de la
estructura del subsuelo. En geotermia, este tipo de
prospección se ha usado poco, por su costo y
porque en ambientes volcánicos no existen horizontes reflectores bien
definidos. Sin embargo, en los últimos años se han mejorado las técnicas de
interpretación en ambientes volcánicos.
En
cuencas
sedimentarias
profundas y provincias geotérmicas
volcánicas, se han empleado con
frecuencia las investigaciones de
sísmica de reflexión. Cuando se
detectan horizontes reflectores a la
profundidad de interés, este
método es probablemente el
óptimo para cartografiar litología y
estructuras. El método de sísmica
de reflexión ha sido de poco interés económico en terrenos volcánicos
recientes y en cuencas con coladas basálticas.
De todas las técnicas geofísicas de superficie, la sísmica de reflexión de alto
poder resolutivo con modelos 2-D y 3 -D es la que está recibiendo el mayor
grado de atención.4
Magnetotelúrico en sitios seleccionados.
La Tierra posee un campo magnético estacionario, que en la superficie
terrestre puede ser representado, con buena aproximación, por un campo
magnético bipolar. Este campo se produce por varias fuentes; la más
importante es el llamado geodínamo magnético, que se origina por la
convección de minerales líquidos eléctricamente conductivos, en la porción
externa del núcleo terrestre.
La contribución de la corteza es importante en el contexto de la exploración de
recursos naturales, como la energía geotérmica, esta contribución se debe a la
presencia de concentraciones anómalas de minerales magnéticos, como la
magnetita.
La magnetización puede ser inducida o remanente: La magnetización
inducida se debe a que, por la presencia del campo magnético primario, los
minerales susceptibles de magnetización se alinean en el sentido del campo
magnético principal. Dependiendo de la posición relativa del observador con
respecto al campo principal, el pequeño dipolo inducido se añade o se sustrae
a dicho campo principal. La magnetización remanente es similar a la anterior;
4
Gráficos obtenidos de IGC (www.igc.cat)
se diferencian en que, una vez que el campo magnético principal desaparece,
la remanente permanece mientras que la inducida también se desvanece.
La magnetización remanente se origina por la presencia de minerales
ferromagnesianos que dan lugar a dipolos permanentes, lo cuales se formaron
al momento en que la roca fundida se cristalizaba; su orientación depende,
desde luego, de la orientación del campo principal al momento de la
cristalización.
En la prospección geofísica se mide el campo magnético total de la superficie
terrestre, ya sea mediante estaciones terrestres o mediante vuelos. En los
levantamientos terrestres es importante definir el intervalo entre estaciones, en
función del detalle que se desea obtener. Por otra parte, tanto en los
levantamientos terrestres como en los aéreos, si la duración es larga, es
necesario corregir la variación temporal del campo. Lo más sencillo es
mantener un magnetómetro fijo en una estación base que registre las
variaciones temporales, las cuales se deberán sustraer a las registradas en las
estaciones de observación. Si se dispone de un solo aparato, es necesario
realizar mediciones periódicas en la estación base, en intervalos que sean
congruentes con la magnitud de las anomalías que se desea observar y de las
variaciones temporales.
Los campos magnéticos y gravimétricos se conocen como campos potenciales,
pues comparten ciertas propiedades físicas que los hacen conservadores.
Gracias a esta semejanza, mediante ciertas técnicas matemáticas es posible
reducir las anomalías magnéticas bipolares a monopolares; este procedimiento
se conoce como reducción al polo. Así, las anomalías magnéticas se hacen
semejantes a las anomalías gravimétricas y, se pueden utilizar las mismas
herramientas matemáticas en ambos casos.
Una vez que se tiene el plano de intensidad de campo total, se pueden realizar
una serie de tratamientos matemáticos, semejantes a los aplicados a la
anomalía de Bouger. Finalmente, se procede al modelado numérico, con las
mismas reservas que en el caso de la gravimetría.
En levantamientos magnetotelúricos, los equipos de medición y las técnicas de
procesado han mejorado notablemente en los últimos años, de tal manera que
el MT de amplio espectro es actualmente la tecnología preferida para estudios
de resistividad del subsuelo.
El objetivo final de los estudios gravimétricos y magnetométricos es el poder
conocer mejor la estructura bidimensional o tridimensional del subsuelo e
identificar cuerpos cuyas características sean de importancia para el objeto de
la prospección, por ejemplo: intrusivos o cuerpos mineralizados.5
5
Evaluación de Energía Geotérmica en Mexico, 2011.