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Prospección eléctrica en Coyhaique, Región de Aysén
Chile.
Karin García S.
Diego Aravena N.
Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA)
Departamento de Geología, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile
kgarcia@ing.uchile.cl
daravena@ing.uchile.cl
Resumen
La interpretación del método de prospección eléctrica con
corriente continua en la cuenca glacio-fluvial del Coyhaique,
es particular y está sujeta a la influencia de un régimen de
altas precipitaciones. En contextos cercanos a cauces
fluviales, es posible encontrar niveles someros de alta
resistividad (>500 Ωm) con presencia de agua. Es posible
inferir la presencia de cuerpos cristalinos impermeables y su
influencia en el régimen hidrológico de su entorno. La
presencia de depósitos de origen glacial tiene una influencia
importante en las estructuras geo-eléctricas, debido a la
presencia de arcillas saturadas.
Palabras
clave: Prospección eléctrica,
Coyhaique, nivel freático, arcilla.
cuenca
de
1 Introducción
La ciudad de Coyhaique está emplazada sobre el relleno de
la cuenca homónima, ubicada en la confluencia de los ríos
Coyhaique y Simpson. Presenta un clima continental
transandino con degeneración esteparia, con precipitaciones
entre 800 y 1200 mm anuales con nieves invernales.
(Direccion Meteorologica de Chile, 2015). El basamento de
esta cuenca está representado principalmente por lutitas
negras con intercalaciones de limolitas y areniscas de la Fm.
Katterfeld (Ramos, 1976), areniscas marinas con
intercalaciones locales de lutitas de la Fm. Apeleg
(Plosziewicz y Ramos, 1997). El relleno de la cuenca es
descrito en detalle por Quiroz y Páez (2011) e incluye; i)
depósitos diamícticos o till, compuestos por bloques y
gravas inmersas en una matriz de arenas y limo, localmente
apoyados sobre lutitas de la Fm. Katterfeld; ii) depósitos
glacio-lacustres compuestos por arcillas, limo y arena de
grano fino, apoyados en parte sobre diamictos o lutita se la
Fm. Katterfeld; iii) depósitos glacio-fluviales constituidos
por gravas y arenas estratificadas horizontalmente con
abundantes bloques de hasta 1 m y niveles de limos de 1 a 2
m de espesor; iv) depósitos acotados de remoción en masa,
coluviales, aluviales y fluviales. Las rocas intrusivas que
afloran en el área de estudio incluyen cuerpos hipabisales
andesíticos a basálticos, gabros de grano grueso a porfídicos
(Gabro Bandurrias) y stocks dacíticos y riolíticos (De la
Cruz et al., 2003)
Generalmente, el suelo almacena tanto calor atmosférico
como el proveniente del relleno y basamento profundos de
la cuenca. La baja conductividad termal de los sedimentos
no consolidados reduce la influencia de variaciones diarias
y estacionales de temperatura (Chow et al., 2011). La
energía almacenada en el subsuelo puede ser aprovechada
utilizando un intercambiador de calor acoplado con una
bomba de calor geotermal (eg: Russo y Civita, 2009; Muñoz
et al, 2015). Para establecer las condiciones de borde de este
sistema es necesario determinar el nivel estático en
acuíferos someros de la cuenca de Coyhaique. Para esto se
utilizó el método eléctrico de corriente continua, que mide
las resistividades del subsuelo, la que es principalmente del
tipo electrolítica, por lo que dependerá principalmente de
los parámetros en la matriz de una roca que mejoren el
transporte de iones del electrolito incluyendo porosidad,
permeabilidad, temperatura y grado de alteración
hidrotermal.
Típicamente, la conductividad (inverso de la resistividad) de
una disolución a cierta concentración depende de la
temperatura (temperatura en la cual no se alcance cambios
de fase). A mayor temperatura, mayor conductividad,
debido a que la viscosidad disminuye y aumenta el flujo de
iones (Hersir and Björnsson, 1991; Murabula, 2005).
El presente estudio busca correlacionar valores derivados de
perfiles de resistividad eléctrica de la roca total con una serie
de parámetros medidos en pozos en la ciudad de Coyhaique.
En particular, se comparan en detalle el sondaje eléctrico
SEV4 con el pozo RS1, ubicado a pocos metros de distancia.
Los factores a evaluar incluyen la resistividad del fluido, la
temperatura del fluido y la litología que compone el relleno
y basamento de la cuenca de Coyhaique.
2 Metodología
La temperatura, conductividad eléctrica (E.C.), pH y Eh, del
agua de lluvia en la ciudad de Coyhaique es medida in-situ
con un medidor multi-parámetro HQ40D. El registro de
temperatura, nivel estático y conductividad eléctrica en el
pozo RS1 es realizado con la sonda Solinst 107 TLC, con
mediciones cada 30 cm.
Se realizaron mediciones de resistividad con el equipo
Syscal Pro utilizando el arreglo de Wenner en 9 perfiles de
235 m cada uno (Fig 1), con 48 electrodos separados en 5
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AT 2 geología económica y recursos naturales
m, alcanzando aproximadamente 40 m de profundidad. Los
datos fueron procesados con el software res2Dinv.
3 Resultados
3.1 Agua meteórica y registro de pozo RS1.
El agua de lluvia en la ciudad de Coyhaique presenta una
resistividad de 27*104 (Ωm). En la fig. 2 se muestra la
litología observada (a) en el pozo RS1, junto con los perfiles
de temperatura (b) y ρf (c) medidos. El nivel estático se
ubica a ca. 7 m de profundidad, a partir de este punto la
temperatura aumenta linealmente con la profundidad ca. 1
ºC por cada 20 m, salvo en los primeros 3 m del fluido donde
decrece 1 ºC, producto de la influencia atmosférica en la
superficie del fluido. La resistividad del fluido disminuye de
22 a 11 (Ωm). La variación porcentual de la conductividad
asociado a una variación de 1 ºC, es de un 1.5%. A una
profundidad de ca. 32 m (10.3 ºC), se observa una
disminución abrupta de la resistividad del fluido (17 a 13
Ωm). A los ca. 59 m se observa un aumento brusco de la
temperatura (11.3 a 11.5 ºC) y resistividad (11.6 a 16.8 Ωm).
3.2 Perfiles de resistividad eléctrica
Del total de 8 perfiles eléctricos se distinguen 2 dominios;
i) perfiles que presentan un nivel altamente resistivo (>500
Ωm) en los primeros 15 m de profundidad. Todos estos
perfiles (3, 5, 6 y 9) se ubican sobre depósitos fluviales y
glaciofluviales pertenecientes a los ríos Simpson,
Coyhaique y Claro. ii) Perfiles cuyas resistividades no
superan los 500 Ωm, y se ubican sobre depósitos aluviales
(8) y glaciolacustres (2, 7).
El SEV 4 (Fig. 2; d), presenta una resistividad de roca total
alta en los primeros 6-7 metros de suelo (>300 Ωm),
consistente con la profundidad del nivel estático medido en
el pozo RS1 (Fig 2; b,c). En el extremo sur del perfil, donde
la topografía asciende, esta capa resistiva no se observa.
Entre los 25 y 32 m se observa una transición a menores
resistividades (<100 Ωm). En el segmento norte destaca una
anomalía de muy baja resistividad (<30 Ωm) emplazada a
ca. 9 m de profundidad (Fig 2; d), la que coincide con la
ubicación del motor utilizado para bombear el fluido del
pozo. En la fig. 2; c, se muestran las resistividades de roca
total obtenidas de un sondaje perteneciente al SEV 4 a los
130 m desde el origen (0 m). Esta curva muestra una
disminución abrupta de resistividad a ca. 32 m, similar al
cambio observado en la resistividad del fluido.
4 Discusión
4.1 Temperatura y resistividad del agua
La resistividad del fluido observada en el pozo RS1 es 4
órdenes de magnitud inferior al agua de lluvia. Esto sugiere
que existe un aporte importante de iones por interacción con
el relleno sedimentario. Adicionalmente, la resistividad
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disminuye de manera lineal con el aumento de la
temperatura a una razón de 1.5%, consistente con el
comportamiento de la expresión descrita por Dakhnov
(1962), salvo por una diferencia en el coeficiente de
temperatura (α; gráfico 1).
Gráfico 1: Resistividad del fluido (dato observado) y
ecuación lineal reflejando correlación entre resistividad
y temperatura.
La temperatura a los 32 m no aumenta drásticamente, como
si lo hace la resistividad, esto sugiere que la disminución de
resistividad se debe a un cambio en la naturaleza de la
solución y/o un aumento en la concentración de iones.
No se observa correlación alguna entre la litología del pozo
y el comportamiento de la temperatura/resistividad. Las
variaciones en la resistividad del fluido controlan los
cambios en la resistividad de roca total. Si además existen
cambios en las propiedades hidro-geológicas del subsuelo
(eg: porosidad), la forma de la curva de resistividad de roca
total puede variar respecto de la del fluido. En el SEV 4 se
conserva la forma de las curvas de resistividad del fluido y
de roca total, por lo tanto no debiera existir un control de
propiedades hidro-geológicas en el subsuelo.
Si bien la presencia de arcillas saturadas en agua debiera ser
un factor de primer orden, la resolución del SEV dificulta la
interpretación cuando los niveles con arcilla tienen una
potencia reducida, del orden de unos pocos metros. Por otra
parte, las variaciones en la proporción de arcillas observadas
en el pozo RS1 son pequeñas, y no necesariamente afectan
la resistividad. El aumento drástico de resistividad a los 59
m, es consistente con un cambio en la permeabilidad del
basamento, que a esa profundidad varia de lutitas
intensamente fracturadas a areniscas de grano fino, esto se
ve reflejado en una reducción importante en la recarga de
fluidos cuando el sondaje alcanza las areniscas.
La anomalía conductiva asociada al motor de bombeo del
pozo RS1 genera un artefacto que une el motor con la
estructura eléctrica a los ca. 30 m. de profundidad (fig. 2, d),
estas anomalías conductivas deben ser cuidadosamente
interpretadas cuando no se cuenta con un pozo cercano, pues
puede reflejar la presencia de algún artefacto antropogénico.
4.2 Perfiles de resistividad eléctrica
ST 6 GEOTECNIA Y RECURSOS HÍDRICOS
El perfil 5 (fig. 3), perteneciente al dominio i), se ubica al
nivel del Rio Simpson, esto con el objeto de determinar el
efecto del agua superficial y calibrar los demás perfiles.
Aquí se observa claramente el efecto resistivo generado por
la presencia de un flujo continuo de agua meteórica, cuya
influencia alcanza los primeros 15 m de profundidad, a
partir de este nivel se observa un fuerte contraste donde la
resistividad decrece un orden de magnitud en unos pocos
metros. La baja resistividad a partir de ese nivel se puede
asociar a la presencia de arcillas saturadas en agua
pertenecientes a depósitos glacio-fluviales del Pleistoceno
superior- Holoceno. El nivel resistivo superficial (>500
Ωm) se replica en el perfil 9 (fig. 3) con una estructura geoeléctrica cóncava, en la cual la alta resistividad alcanza
mayores profundidades en los segmentos laterales del perfil.
Este perfil es equidistante respecto a los ríos Simpson y
Claro, y está sujeto a influencia fluvio-aluvial (Quiroz y Páez,
2011). A partir de esto se puede inferir que el nivel resistivo
tiene su origen en el alto caudal de agua meteórica, la que
continuamente remueve los iones disueltos por la
interacción con el relleno sedimentario, esta interacción es
más intensa y afecta a mayores profundidades en la medida
en que se encuentre más cerca del caudal principal del rio.
Los perfiles del segundo dominio (ii), no están sujetos a la
influencia principal de un caudal de agua meteórica. En el
perfil 8 (fig. 3), se observa un cuerpo resistivo (>300 Ωm)
de ca. 15 m de potencia y 40 m de ancho, que coincide con
la proyección de un stock riolítico (fig.1). Directamente
sobre este resistivo se ubica un cuerpo lenticular con una
resistividad menor (ca. 40 Ωm), esta anomalía puede
deberse a una reducción de la velocidad del flujo de agua
subterránea encima del cuerpo impermeable, lo que afecta
la renovación de fluidos con menor cantidad de iones. Este
perfil presenta en su segmento NW y, a más de 15m de prof.,
una disminución de resistividad, coincidente con la cercanía
de depósitos diamícticos con presencia de arcillas.
Se observa una clara correlación entre la resistividad del
fluido y la resistividad de roca total (fig 2; c), lo que sugiere
que la proporción de iones disueltos en el fluido controla la
resistividad de roca total.
5 Conclusiones
Cuando no existen variaciones en los parámetros hidrogeológicos del subsuelo, la forma de las curvas de
resistividad del fluido y de la roca total se mantiene.
En contextos cercanos a cauces fluviales, es posible
encontrar niveles de alta resistividad (>500 Ωm) con
presencia de agua, debido a la continua renovación del
fluido con agua meteórica.
El método de prospección eléctrica mediante inyección de
corriente continua, permite inferir la presencia de cuerpos
cristalinos impermeables y su influencia en el régimen
hidrológico de su entorno.
La presencia de depósitos de origen glacial, tiene una
influencia importante en las estructuras geo-eléctricas,
debido a la presencia de arcillas, las que al estar saturadas
disminuyen la resistividad de roca total observada de
manera sustancial.
Todas estas observaciones deben ser cuidadosamente
consideradas en contextos de alto régimen fluvial, a fin de
obtener un modelo robusto del subsuelo somero.
Agradecimientos
Este trabajo ha sido financiado por los proyectos
“Estimación y valorización del potencial geotérmico
Aysén” BIP30346723-0 y FONDAP/CONICYT número
15090013 (Centro de Excelencia en Geotermia de los
Andes, CEGA). Los autores agradecen el apoyo e interés de
la Seremi de Minería, Dra. Ana Valdés. Al equipo de
personas que ayudaron a la realización de los perfiles de
resistividad eléctrica; Dr. Daniel D. Valentina R. y Daniela
M. Y a la facultad de geofísica de la U. de Chile por el
préstamo del equipo Syscal Pro y el software res2Dinv.
Referencias
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AT 2 geología económica y recursos naturales
Figura 1. Mapa Geológico escala 1:25000 en el área de estudio (modificado de Quiroz y Páez, 2011)
Figura 2: a) Estratigrafía, b) temperatura y c) resistividad del fluido en pozo RS1. D) Perfil de resistividad eléctrica con arreglo SEV 4.
Figura 3: Perfiles eléctricos 5, 9 y 8.
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