isótopos ambientales en el ciclo hidrológico igme. temas ... isotopos... · en los sistemas...

En los sistemas naturales (conjunto gas-agua-roca)las variaciones en la composición isotópica se produ-cen como resultado de los procesos naturales yantrópicos. La información más interesante de lossistemas geotérmicos son las relaciones isotópicas decuatro elementos: el hidrógeno, el oxígeno, el car-bono y el azufre (Sección I). Estos elementos son unaparte importante de los fluidos y de las rocas geo-térmicas.

Las técnicas basadas en las variaciones naturales delas composiciones isotópicas son herramientasimportantes en la investigación geoquímica durantelos estadios de explotación y durante la explotacióndel recurso geotérmico. Se utilizan dos propiedadesisotópicas opuestas:

1) el cambio en la composición isotópica debido aprocesos que dependen de la temperatura, rápi-dos, incompletos o unidireccionales, asociadoscon las interacciones agua-roca, la separación devapor, la dilución y la mezcla, y

2) la constancia de la composición isotópica, que nose altera con los procesos físicos y químicosdurante el movimiento del agua desde el áreafuente hasta el punto de muestreo.

La marca isotópica se utiliza para descifrar los pro-blemas hidrológicos. En la interpretación del cambiode la composición de los isótopos estables es esen-cial conocer la magnitud y la dependencia con latemperatura de los factores de fraccionamiento iso-tópico α entre los fluidos y minerales comunes(gases y agua).

A causa de la elevada tasa de intercambio entre lasfase líquida y vapor (Giggenbach 1971), se suponeque la composición isotópica se encuentra casi enequilibrio y, por lo tanto, dependerá fuertemente dela constante de equilibrio isotópico α. Los valoresisotópicos delta calculados (Ec.2.1) δliq y δvap para eloxígeno y el hidrógeno de las fases líquida y vapor serelacionan con α (líquido-vapor, lv) según

(6.1)

En la Tabla 6.1 se resumen los correspondientes fac-tores de fraccionamiento isotópico. Truesdell et al.

(1977) y Majoube (1971) calcularon respectivamen-te los factores de fraccionamiento termodinámico εdel 2H y del 18O a temperaturas >100°C y < 100°C.

Los factores de fraccionamiento α se obtienen detres maneras: (i) utilizando datos espectrométricos ométodos estadísticos a partir de cálculos semiempíri-cos, (ii) mediante estudios de calibración en el labo-ratorio, y (iii) a partir de medidas de las muestrasnaturales con condiciones de formación bien conoci-das o muy restringidas.

Tabla 6.1 Dependencia del fraccionamiento isotópico deequilibrio (ε valores en ‰) entre el agua líquida y el vapor(liq-vap) con la temperatura para el 18O y el 2H. Las ental-pías del agua líquida, Hliq, y del vapor, Hvap, se expresan en(J/g). Las fracciones de vapor xvap para las mezclas de flui-dos a las temperaturas de ebullición primaria de 300 y260°C son función de la temperatura: datos >100°C(Truesdell et al. 1977) y < 100°C (Majoube 1971).

Temp. εε(18Oliq-vap) εε(2Hliq-vap) Hliq Hvap xvap0C ‰ ‰ J/g J/g 300oC 260oC

0 11,68 112,3 0 2499 0,538 0,454

20 9,81 85,1 84 2538 0,513 0,428

40 8,22 64,5 168 2574 0,489 0,402

60 6,95 48,6 251 2610 0,463 0,374

80 6,03 36,8 355 2644 0,437 0,346

100 5,25 28,2 419 2676 0,410 0,317

120 4,53 21,5 504 2706 0,382 0,286

140 3,91 16,3 589 2734 0,352 0,254

160 3,37 11,7 676 2758 0,321 0,220

180 2,90 7,4 763 2778 0,288 0,184

200 2,48 3,5 853 2793 0,253 0,145

220 2,10 0,1 944 2802 0,215 0,102

240 1,77 -2,2 1037 2804 0,174 0,055

260 1,46 -3,6 1134 2797 0,126 0,000

280 1,19 -4,0 1236 2780 0,070 -

300 0,94 -3,4 1344 2749 0,000 -

320 0,70 -2,2 1462 2700 - -

340 0,45 -1,3 1594 2622 - -

360 0,19 -0,5 1761 2481 - -

Los análisis isotópicos del agua procedente demanantiales y pozos proporcionan información

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6 APLICACIONES EN LOS SISTEMAS DE ALTA TEMPERATURA

Isótopos Ambientales en el Ciclo HidrológicoIGME. Temas: Guías y manuales. ISBN: 84-7840-465-1

sobre el origen y la evolución de los fluidos geotér-micos, tales como la mezcla subterránea entre lasaguas con orígenes diferentes, sobre los efectos dela interacción agua-roca (Capítulo 4), sobre la geo-termometría isotópica (Apt.6.1.2), y sobre los proce-sos de separación con vapor (Apt.6.2.2). Los estu-dios de las composiciones isotópicas de los gasesgeotérmicos ofrecen ventajas particulares con res-pecto a los estudios de los fluidos acuosos. Esto sedebe a que las condiciones de superficie afectanmenos a los gases y a sus isótopos estables. A partirde la composición hidroquímica e isotópica de losfluidos geotérmicos se obtiene información sobre suorigen, sobre el área de recarga y sobre el modelo deflujo, sobre la variación de la temperatura con la pro-fundidad y sobre la fracción molar del vapor y de lasaturación de vapor. Se evalúa cuantitativamente elmecanismo de enfriamiento que experimenta el flui-do durante su ascenso hacia la superficie. Este meca-nismo incluye la conducción de calor, la mezcla conel agua subterránea poco profunda y la pérdida devapor. Por ultimo se estudian los efectos de la rein-yección y la evolución de los campos geotérmicos.

Paces (1991) expone los criterios de la estrategia demuestreo, las técnicas de muestreo y los problemasque surgen.

6.1 PROCESOS NATURALES

El agua meteórica local procedente de diferentesáreas geotérmicas posee composiciones isotópicasdiferentes. De hecho los valores isotópicos anualesmedios δ de la precipitación están fuertemente rela-cionados con la temperatura del aire anual medialocal. Cuanto más baja sea la temperatura, más bajoserá el contenido de isótopos pesados, lo quecorresponde a unos valores de δ18O y δ2H más nega-tivos en las regiones más frías. Esto también se refle-ja en el efecto de la altitud (Apt.5.2.1.1). La lluviaque se produce a grandes altitudes es isotópicamen-te más ligera que la de las llanuras (Sección II). Porultimo, el efecto continental es un factor relevan-te siempre y cuando la distancia entre las áreas deestudio sea grande.

Gracias a la composición geoquímica e isotópica sepuede distinguir el origen de las aguas subterráneasen los sistemas geotérmicos de alta temperatura. Acontinuación se presentan los tipos principales deagua que se encuentran en los sistemas geotérmicosde todo el mundo:

• agua andesítica, agua oceánica reciclada que seha extraído de las regiones con volcanismo ande-sítico o de placas convergentes (Giggenbach1992). Los valores δ18O y δ2H son respectivamen-te +10 ± 2 y – 20 – 10 ‰, mientras que la con-

centración de cloro es similar a la del agua delmar,

• agua juvenil, agua procedente del manto o delnúcleo de la Tierra, que es agua que nunca haformado parte del ciclo hidrosférico. A causa delas interacciones manto-corteza y de los procesosde subducción, el agua juvenil nunca se ha reco-nocido con precisión,

• agua magmática, agua en equilibrio con elmagma, independientemente de su origen; sólola fase acuosa separada es agua magmática, perono lo es el agua físicamente disuelta en elmagma,

• agua meteórica, procede de la precipitación,independientemente de la edad (lluvia, nieve,hielo, agua de los ríos, agua de los lagos, aguasubterránea),

• agua oceánica o agua de mar, procedente deocéanos abiertos, que puede entrar en los siste-mas geotérmicos.

En la mayoría de los campos geotérmicos la compo-sición isotópica del agua es relativamente constantee igual al agua meteórica local de la zona. A menu-do el δ18O muestra un enriquecimiento característi-co en isótopos pesados ("desplazamiento isotópi-co del oxígeno ") en comparación con la composi-ción isotópica del agua meteórica local. Una propie-dad importante en los sistemas de alta temperaturaes el desplazamiento isotópico del oxígeno. Existendos procesos físicos que pueden ser responsables dedicho comportamiento isotópico:

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Aplicaciones en los Sistemas de Alta Temperatura

Fig.6.1 Cambio de los valores de δ18O y δ2H entre el aguaresidual y el vapor después de su separación.

1) Intercambio isotópico líquido-vapor a 220°C(Fig.6.1). A esta temperatura ambas fases queestán en equilibrio presentan la misma composi-ción isotópica del hidrógeno, mientras que el oxí-geno aún experimenta cierto fraccionamientoisotópico. El isótopo pesado del oxígeno se enri-quece en la fase líquida. Este fenómeno sólo seobserva si la temperatura del agua de la zonaexcede los 220°C.

2) El desplazamiento isotópico del oxígeno a causadel intercambio isotópico con los mineralesque forman la matriz de la formación cuando elagua la atraviesa. El agua meteórica que se infil-tra a grandes profundidades y forma un reservo-rio geotérmico está en desequilibrio isotópicocon la roca: el intercambio isotópico del oxígenocon la roca que la rodea produce un enriqueci-miento en isótopos pesados con respecto el aguainicial, controlado por la temperatura del reservo-rio geotérmico. La eliminación rápida y continuade los isótopos pesados lleva a un empobreci-miento continuado del 18O de la roca (Clayton ySteiner 1975; Fig.6.2). El valor δ18O de un aguasubterránea en equilibrio isotópico con el cuarzoo la albita a 300°C es ≈+3‰ y ≈ +4,5‰, respec-tivamente. Taylor (1977) presenta un modelocuantitativo aproximado para estimar el cambioisotópico del oxígeno.

No todos los sistemas geotérmicos se llenan exclusi-vamente de agua meteórica. En algunos sistemas sepuede encontrar agua marina fósil profunda (congé-nita) (por ejemplo, en el mar de Salton, California).Los sistemas cercanos a la costa se pueden alimentarcon agua meteórica y agua de mar (por ejemplo,Svartsengi, Islandia). Otros campos geotérmicos sealimentan con aguas anteriormente evaporadas. Enestos casos el desplazamiento isotópico del oxígenohorizontalmente es aún visible, pero la interseccióncon la LAM será menos negativa que la que corres-ponde al agua meteórica.

Ejemplo:

La temperatura de la separación del vapor controlalas pendiente de la gráfica δ18O/δ2H (Fig.6.1): lospuntos negros y los círculos blancos representan res-pectivamente el agua inicial y el líquido residual des-pués de que se pierda el 20% y el 40% en forma devapor. Las líneas discontinuas representan la compo-sición isotópica del vapor separado.

6.1.1 INTERACCIÓN AGUA-ROCA A ALTASTEMPERATURAS

El factor de fraccionamiento de equilibrio termodi-námico α para las reacciones de intercambio del 18O

entre el mineral y el agua mineral aumenta alaumentar la intensidad de las uniones del oxígenodentro de un mineral específico. Matsuhisa et al.(1979) determinaron los valores de α en función dela temperatura de los minerales "geotérmicos" másimportantes: el cuarzo, la calcita y los dos feldespa-tos (Giggenbach 1991). Los fraccionamientos mayo-res tienen lugar en el cuarzo, donde los enlaces deoxígeno son más intensos, mientras que en el fel-despato el factor de fraccionamiento es considera-blemente menor.

La Fig.6.2 muestra las composiciones isotópicas deloxígeno y del hidrógeno del agua superficial y delagua termal profunda, y las composiciones isotópi-cas de las rocas alteradas o no alteradas correspon-dientes de los sistemas geotérmicos. Los valores δ2Hde las rocas es igual al del agua termal correspon-diente y no refleja la composición isotópica de nin-gún mineral hídrico que esté presente. Las líneasparalelas a la línea de agua meteórica corresponde afracciones del vapor andesítico que posiblementecontribuye a la formación de agua termal. La Fig.6.2compara el fraccionamiento isotópico real que seobserva entre el agua termal, la roca alterada con laque coexiste y la que se obtiene en el equilibrio iso-tópico con los minerales principales a la temperatu-ra medida del agua subterránea profunda.

La tasa de intercambio isotópico del oxígeno entre elagua y la roca decrece rápidamente a medida que latemperatura desciende. Por lo tanto, la presencia deun desplazamiento de 18O en el agua se consideranormalmente como una evidencia que indica unatemperatura presente o pasada elevada (> 250°C)dentro del sistema geotérmico. No obstante, la mag-nitud del desplazamiento isotópico del oxígenodepende, a parte de la temperatura, del grado deintercambio isotópico y de las proporciones y losvalores de δ18O del agua y la roca que intercambian.

Caso de estudio:

En Ngawha, Nueva Zelanda, las composiciones iso-tópicas de la roca alterada y la no alterada no se dis-tinguen a simple vista, lo que muestra que existe unmuy bajo grado de intercambio agua-roca (Blattner1985). El agua menos diluida posee un valor de δ18Odel orden del +6‰, que es un 5‰ menor que el dela roca. La diferencia del 5‰ en el δ18O correspondea una temperatura de intercambio isotópico >350°Csi se encuentra en equilibrio con el cuarzo o de300°C si se encuentra en equilibrio con la albita. Lastemperaturas que se encuentran en los pozos pro-fundos (2255 m) son de 320°C. El gran desplaza-meinto isotópico del oxígeno del agua sugiere quelas proporciones relativas del agua y de la roca queintervienen en el intercambio isotópico son peque-ñas. El agua casi ha alcanzado el equilibrio isotópico

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con las rocas sedimentarias predominantes a la tem-peratura de medida de las regiones profundas quese encuentran en este sistema esencialmente inmó-vil (Giggenbach y Lyon 1977).

En Wairakai se observa lo contrario. El desplaza-miento de δ18O es solo del orden del 1,2‰ (Stewart1978), que se considera como un indicador de lasgrandes cantidades de agua meteórica local que hanpasado por el sistema (Clayton y Steiner 1975;Blattner 1985). Las rocas alteradas son isotópica-mente más ligeras (de +2,5 a +5‰) que las rocas conagua dulce (de +7 a +9‰; Clayton y Steiner 1975).La temperatura que se mantiene en el sistema deWairakei es de 260°C, lo que corresponde a un des-plazamiento observado del δ18O de un 8,5‰ para elequilibrio isotópico con el mineral de cuarzo, que esdominante.

En función del componente que domine el procesode interacción agua-roca, los ejemplos de la Fig.6.2se pueden dividir en dos grupos:

1) sistemas esencialmente inmóviles, dominadospor la roca, con grandes desplazamientos delδ18O. Se produce un ajuste de la composición iso-tópica del agua con las rocas sedimentarias noalteradas (Ngawha, Nueva Zelanda; Mar deSalton, USA)

2) sistemas dinámicos, donde el componente domi-nante, el fluido, sufre pequeños cambios del δ18Odel agua. La composición isotópica de la rocaalterada, generalmente rocas ígneas, refleja elequilibrio isotópico con el agua subterráneaascendente.

Los valores δ18O de las rocas alteradas, que seencuentran en perforaciones a profundidad relativa-mente somera son probablemente el producto deuna interacción con aguas ya modificadas isotópica-mente con un cierto cambio de δ18O. El intercambioisotópico agua-roca dominante, que se refleja en lacomposición isotópica del agua subterránea ascen-dente, puede haberse producido por debajo del nivelde perforación, posiblemente dentro de zonas deneutralización primaria de los fluidos inicialmentemagmáticos o a otra profundidad, dentro de zonasde temperatura elevada donde predomina el equili-brio agua-roca (Giggenbach 1988).

Este ejemplo es representativo de muchos sistemasgeotérmicos. Los procesos más importantes respon-sables del desplazamiento de δ18O en el agua se pro-ducen bien por debajo de las profundidades actual-mente alcanzables . El amplio rango actualmenteobservado del desplazamiento de δ18O en muchoscasos puede reflejar simplemente los diversos gradosde dilución de un componente extremo altamentealterado por el agua subterránea meteórica local.

6.1.2 GEOTERMOMETRÍA ISOTÓPICA

El componente gaseoso de los fluidos geotérmicoscontienen dióxido de carbono, metano, hidrógeno y,por supuesto, vapor de agua. Como la distribuciónrelativa de los isótopos entre los componentes delsistema geoquímico es sólo función de la tempera-tura, cualquier par de estos componentes podrá enprincipio actuar como un geotermómetro isotópico.Para poder aplicar esta hipótesis, se debe conocer el

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Fig.6.2 Composiciones isotópicas del oxígeno y del hidrógeno del agua superficial y las aguas termales profundas, y com-posiciones isotópicas de las rocas alteradas y no alteradas de los sistemas geotérmicos. Los valores δ2H de las rocas corres-ponden a los de las aguas termales y no representan la composición isotópica de ningún mineral hídrico presente. Laslíneas paralelas a la línea de agua meteórica pertenecen al vapor andesítico que posiblemente contribuye a la formacióndel agua termal (según Giggenbach y Lyon 1977).

factor de fraccionamiento de equilibrio α de las reac-ciones de intercambio isotópico. El conocimiento dela historia termal del sistema geotérmico por mediode cualquier geotermómetro isotópico depende crí-ticamente de si se ha alcanzado o no el equilibrioisotópico entre las especies consideradas. Se debende cumplir las siguientes condiciones:

1) en el rango de temperaturas de interés, el gra-diente normal de temperatura del factor de frac-cionamiento isotópico α debe ser lo bastantegrande como para que se pueda medir fácilmen-te; se debe excluir la mezcla con especies quími-cas iguales de origen diferente,

2) el equilibrio isotópico de un reservorio geotérmi-co no se altera en el punto de muestreo, y la tasade intercambio isotópico es lo bastante lentacomo para evitar que se produzca el reequilibrioisotópico entre el momento del muestreo y el delanálisis.

Los geotermómetros isotópicos bien desarrolladosson:

12CO2 + 13CH4 ↔ 13CO2 + 12CH4

C1H32H + 1H2O ↔ 1H2HO + C1H4

1H2H + C1H4 ↔ 1H2 + C1H32H

1H2D + 1H2O ↔ 1H2 + 1H2HO

C16O2 + H218O ↔ C16O18O + H2

16O

En los sistemas donde la concentración de la especiegaseosa es demasiado pequeña como para determi-nar la temperatura isotópica, los intercambios isotó-picos del agua del sulfito/sulfato/sulfuro se puedenutilizar como geotermómetros:

S16O42- + H2

18O ↔ S16O318O2- + H2

16O

32SO42- + H2

34S ↔ 34SO42- + H2

32S

Si la temperatura del fluido permanece constante eltiempo suficiente como para establecer el equilibrioisotópico, todos los geotermómetros deberán dar lamisma temperatura isotópica. Sin embargo, si latemperatura del fluido cambia en su camino hacia elpunto de descarga, se obtendrán diferentes tempe-raturas isotópicas, lo que vendrá indicado por losdiferentes geotermómetros.

Ejemplo:

La reacción CO2–H2O es cinéticamente rápida. Deesta manera el continuo reequilibrio isotópico nopermitirá calcular la temperatura máxima del siste-ma. La velocidad de reacción más lenta es la del geo-termómetro CO2–CH4.

Los mejores geotermómetros son aquellos que pose-en un coeficiente de temperatura del factor de frac-cionamiento grande. Un ejemplo son el cuarzo y lamagnetita. El cuarzo es el mineral isotópicamenteestable más rico en 18O y la magnetita es el mineralmás pobre en 18O (Becker y Clayton 1976). Sinembargo el cuarzo y el feldespato no son apropiadosdebido a que su gradiente de temperatura del δ18Oes pequeño y además el feldespato es susceptible desufrir intercambio isotópico con fluidos de postfor-mación.

Existe una relación de la temperatura generalizadapara todos los geotermómetros para las parejas decomponentes I y II (T en grados Kelvin):

‰ (6.2)

En la Tabla 6.2 se presentan los coeficientes A, B y Cde la Ec.6.2 de los geotermómetros más comunes.

Richet et al. (1977) calculó el factor de fracciona-miento de equilibrio isotópico del geotermómetroisotópico del dióxido de carbono-metano a dife-rentes temperaturas (Fig.6.3), mediante datos espec-

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rango de temperaturas (°C)

cuarzo–magnetita δδ18O >500 empírico

fase A B C

4,8

CO2 –CH4 δδ13C 100 – 400 teórico -9,560 15,25 2,432

Mizutani yRafter, 1969

H2O – H2 δδ2H 100 – 400vapor

teórico-217,4 396,8 11,76

líquido -294,0 396,8 25,196

CO2 – H2O δδ18O 100 – 400vapor

teórico-8,87 7,849 2,941

líquido 1961 18,29 7,626

SO42- – H2O δδ18O 0 – 300 cuarzo

Lloyd 1968 -5,6 0 3,251

-4,1 0 2,880

Tabla 6.2. Coeficientes de los geotermómetros más comunes de acuerdo con la Ec.6.2.

trométricos. Lyon y Hulston (1984) encontraron quela temperatura T en °C debe ser calculada con unaprecisión de unos 2°C para un rango de temperatu-ras de 150 a 500 °C según:

donde los valores de δ son números pequeños (en‰; 9‰ ≡ 0,009). Desde entonces este método geo-térmico se ha aplicado en la mayoría de los camposgeotérmicos del mundo (véase Lyon y Hulston 1984;Nuti et al. 1985).

Fig.6.3 Factor de equilibrio isotópico 100 × ln α de losgeotermómetros CO2 – CH4 y CO2 – H2O en función de latemperatura (calculados por Richet et al., 1977).

Como la reacción de equilibrio del 13C es variosordenes de magnitud más lenta que la del geoter-mómetro de sílice (Truesdell y Hulston 1980), la tem-peratura del 13C probablemente reflejará los perio-dos iniciales de la historia del gas y no las condicio-nes presentes del reservorio explotado (Lyon yHulston 1984). Los semiperiodos de reacción de lasreacciones del geotermómetro CO2−CH4 calculadosempíricamente son 3, 75, 3000 y 10⋅106 años a tem-peraturas de 600°C, 500°C, 400°C y 300°C. A causade las lentas velocidades de reacción, las temperatu-ras obtenidas con este geotermómetro se refieren aun cuerpo de magma que se está enfriando que estámuy por debajo del horizone actual de producción.

Caso estudiado

Gunter y Musgrave (1971) aplicaron el geotermó-metro CO2–CH4 a un sistema de vapor del parque de

Yellowstone en Broadlands; Panichi et al. (1979) loaplicaron en el campo geotérmico de Larderello,Italia, y Nuti et al. (1985) a los campos de Flegrei. Lastemperaturas que se obtuvieron eran superiores a lasobservadas, probablemente debido a las condicionesde las temperaturas de equilibrio a profundidadesinferiores a la zona de producción.

El geotermómetro de agua-hidrógeno basado enlos datos teóricos de Richet et al. (1977) se calibrabien experimental y teóricamente, y proporciona losmejores ajustes entre las estimaciones y las tempera-turas subterráneas observadas en la exploracióngeotérmica. Esto de debe a la tasa de intercambioentre el agua y el hidrógeno relativamente rápida,con un tiempo inferior al año para alcanzar el 90%del equilibrio (Hulston 1973).

Fig.6.4 Temperaturas isotópicas calculadas a partir del parCO2-CH4 y a partir del contenido en sílice (cuarzo) versuslas temperaturas del par H2O−H2 para el campoPalinpinon, Filipinas.

Caso estudiado: Campo Palinpinon, Filipinas

La Fig.6.4 muestra la buena correlación que existeentre las temperaturas calculadas a partir de lospares H2O-H2 y CO2-CH4 en el campo Palinpinon,Filipinas, a pesar de que la temperatura calculada apartir del par CO2-CH4 es del orden de 70°C supe-rior. Las temperaturas calculadas a partir del conte-nido de sílice y del par H2O-H2 concuerdan entre sí.

En el caso del campo de Larderello, que es un campodonde el elemento dominante es el vapor, el geo-termómetro de dióxido de carbono-agua (Richetet al. 1977) proporciona una temperatura compara-

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ble a la observada en la parte superior del pozo. Estose debe a la alta velocidad de reacción del intercam-bio isotópico.

En numerosas ocasiones se ha comprobado que elgeotermómetro de sulfato-agua para los camposgeotérmicos dominados por el agua proporcionabuenos resultados. Lloyd (1968) y Mizutani y Rafter(1969) obtuvieron dos ecuaciones válidas en elrango de temperaturas de 0 a 300°C. Los resultadosdifieren en unos 10°C. La velocidad de reaccióncorrespondiente al intercambio isotópico es inversa-mente proporcional al pH. Bajo condiciones neutrasel tiempo que se necesita para alcanzar el 90% delequilibrio isotópico es de 500 y 2 años a 100°C y300°C, respectivamente. Los tiempos de residenciadel agua en la mayoría de los reservorios geotérmi-cos son elevados.

La desventaja de este geotermómetro es que la mez-cla con el sulfato contenido, la oxidación del H2S delagua subterránea poco profunda mediante el O2atmosférico y la evaporación pueden modificar lacomposición isotópica del sulfato disuelto. En estoscasos la marca isotópica no refleja la marca del sul-fato geotérmico profundo.

Fig.6.5 El geotermómetro isotópico con oxígeno se basaen el par SO4–H2O (Mizutani y Rafter, 1969). Los círculosen blanco representan las muestras de agua geotérmicadel campo de Zhangzhou, China (según Pang y Wang ,1995).

Caso estudiado: Campo de Zhangzhou, China

El campo geotérmico de Zhangzhou se sitúa en unafalla Cuaternaria, con un basamento de granito delMesozoico. El agua termal que circula a grandes pro-fundidades posee una temperatura de 114°C en laparte superior del pozo y 122 °C a una profundidadde 90 m. El agua está muy salinizada: un total desólidos disueltos de 12g/L y 6g/L de Cl. El SO4 es

principalmente de origen marino. La Fig.6.5 muestralos resultados de la geotermometría basados en losvalores de δ18O del par SO4–H2O. La temperaturaestimada del reservorio (140–150°C) (Mizutani yRafter 1969) concuerda con la que se obtienemediante modelación geoquímica (Pang y Reed1998).

6.1.3 TRAZADO DEL ORIGEN Y LA HISTORIADE LOS FLUIDOS

Además de la geotermometría se utiliza también lacomposición isotópica de los isótopos estables en losfluidos geotérmicos y sus constituyentes, para trazarsu origen e historia.

El valor de 13C del dióxido de carbono que se des-carga de los sistemas geotérmicos y volcánicos, quenormalmente se encuentran dentro del rango -8‰ a-3‰, se puede distinguir del valor del CO2 de lossedimentos orgánicos (<–20‰) o las calizas marinas(0 ± 1‰). El valor δ13C del metano geotérmico nor-malmente se halla entre -25 ‰ y -35‰, muy porencima del valor del gas natural que se produceorgánicamente (–100 a –40‰). De acuerdo conGalimov (1973) la composición isotópica del carbo-no del metano depende del estado de carbonizaciónde la materia orgánica. El metano que posee valoresde δ13C menos negativos que -35‰ se deriva de unmaterial carbonoso en los últimos estadios de lacatagénesis.

Los valores δ34S del H2S y del SO4 de la descargageotérmica también contienen información sobre suorigen. El azufre del manto inicial, que se originó apartir de basaltos, posee un δ34S ≈ 0‰, cercano aldel azufre meteórico (Rye y Ohmoto 1974). El azufrede la corteza posee unos valores de δ34S que seencuentra entre +2 y +6‰; los valores más bajoscorresponden a las fuentes andesíticas y los másaltos a las riolíticas (Giggenbach 1977). En los siste-mas geotérmicos de Islandia, donde el azufre se ori-gina en parte en el agua del mar, se han encontradovalores superiores de δ34S (Sakai et al. 1980).

6.1.4 MEZCLA CON FLUIDOS GEOTÉRMICOS

Las desviaciones de la composición isotópica de lasaguas geotérmicas respecto de la del agua meteóri-ca local se origina normalmente debido a la mezclade aguas con orígenes diferentes. Con frecuencia sedetecta la mezcla de agua de formación muy salinao de agua congénita en los manantiales mineralescon temperaturas bajas, aunque también puedejugar un importante papel en los sistemas de altatemperatura situados en rocas sedimentarias. Otrocomponente que puede estar isotópicamente mal

393


definido es el agua metamórfica que se produce apartir de la deshidratación de los sedimentos (Whiteet al. 1973).

Caso estudiado:

Se ha definido un modelo esquemático para descri-bir los procesos principales que generan las compo-siciones isotópicas observadas del vapor y el agua enlos campos dominados por el vapor (Larderello,Italia y The Geysers, California) (Fig.6.6). Tambiénse puede aplicar a otros campos geotérmicos.

La fuente más común de los sistemas geotérmicoscon asociaciones volcánico-magmáticas cerradas esel agua magmática. Como consecuencia de los fac-tores de fraccionamiento tan pequeños que gobier-nan el intercambio isotópico a las temperaturasmagmáticas, el valor δ18O de cualquier agua mag-mática se parece muy probablemente al del magmaprogenitor (de +5 a +10‰). Los valores δ2H del aguabasáltica asociada con la actividad magmática a lolargo de las márgenes de las placas divergentes sehallan entre –60‰ y –90‰ (Allard 1983).

El agua andesítica, típica de las descargas volcáni-cas a lo largo de los contornos de las placas conver-gentes posee valores de δ2H que se hallan entre –10y –30‰ (Sakai y Matsubaya 1977; Taran et al. 1988).El cambio del oxígeno a menudo se debe únicamen-te a la mezcla sencilla de agua subterránea local conagua "magmática" enriquecida en 18O (Fig.6.7;Giggenbach 1989).

En las áreas volcánicas montañosas con topografíamuy variable, las aguas geotérmicas y meteóricas segeneran a diferentes altitudes, de manera que tie-nen composiciones isotópicas diferentes. La línea demezcla del δ18O-cloro permite reconocer el aguasubterránea dulce como un componente extremo

que se recarga localmente en las partes más altas delos sistemas volcánicos asociados y al agua geotér-mica como un segundo componente extremo que seorigina a partir de la precipitación en las áreas másbajas que los rodean (Fig.6.7).

Si se supone que el cambio isotópico del oxígeno enun sistema geotérmico a lo largo de los bordes de laplaca convergente se debe a la mezcla de aguaandesítica, se podrá calcular su fracción xy. Si sesupone conocido el valor de δy (Xi; por ejemplo, δ2H≈ -20‰ y δ18O ≈ +10‰) se pueden calcular los valo-res δmet (Y) y δterm (XII) de las aguas meteóricas y lasaguas de descarga geotérmica, respectivamente. Elmodelo de mezcla de dos componentes proporcionael valor de xy (Eq.3.4).

Fig.6.7 El desplazamiento isotópico del oxígeno que hayen el vapor procedente de fumarolas a elevada tempera-tura a menudo resulta simplemente de la mezcla de doscomponentes, como se muestra para varios lugares.

394


Fig.6.6 Modelo esquemático de los procesos principales propuestos que generan la composición isotópica observada delvapor de los sistemas geotérmicos de Larderello y The Geysers.

Caso estudiado:

Como la pendiente de la línea δ2H/δ18O de este casoes muy pequeña no se utiliza el modelo de evapora-ción sino el modelo de mezcla. Esto se debe a la ele-vada temperatura (250 – 300°C) del agua que sebombea de los pozos.

De acuerdo con la Ec.3.4, la fracción xy en las aguasmenos diluidas del El Ruiz, Amatitlan, Wairakai, yOhaaki, es igual al 5 y el 12%, pasando por +20%de las aguas de Zunil y Miravalles, y llegando al+40% de las aguas de Tongonan, Filipinas.

Aguas debajo de las aportaciones todos los paráme-tros varían de forma regular: los desplazamientos delvalor de δ18O hacia valores menos negativos, loscocientes gas/vapor decrecen fuertemente y la tem-

peratura calculada aumenta. La fracción molal delvapor desciende hasta cero, lo que corresponde auna saturación de la fase líquida de casi el 100%. Lapresencia de agua líquida en la matriz rocosa a unatemperatura superior a los 250°C se interpreta comoun estrato condensado. De acuerdo con la composi-ción isotópica del vapor de la cubierta de gas y de lacapa de condensado, la separación del vapor se pro-duce a unos 200°C. Por debajo de este estrato losfluidos característicos pertenecen a un reservoriotípico de dos fases: (i) una relación gas/vapor 3 vecesmayor al que se observa en la capa condensada, (ii)una fracción molal del vapor creciente, que indica lasaturación de la fase líquida como resultado de lamezcla entre las capas condensada y la capa con dosfases. La composición isotópica corresponde a la delagua meteórica local.

395


Fig.6.8 Las composiciones isotópicas del vapor de los pozos del campo geotérmico de Tongonan, Filipinas (según Alvis-Isidro et al. 1993).

Fig.6.9 Composición isotópica del vapor procedente de las fumarolas a temperaturas elevadas ("aguas magmáticas de lamargen convergente ") del volcán Showashinzan, Japón.

Caso estudiado: Volcán Showashinzan, Japón

La composición isotópica del vapor procedente delas fumarolas del volcán Showashinzan a elevadastemperaturas concuerda con el cambio de δ18O pro-vocado por la interacción agua-roca y por la mezclade agua andesítica del margen convergente local(Fig.6.9). En los campos dominados por el vapor deLarderello, Italia, y The Geysers, California, se produ-ce una situación similar.

La Fig.6.10 presenta una sección transversal de la islade Vulcano, Sicilia, los tipos de fluidos, los procesosy las regiones de mezcla de fluidos en el sistema vol-cánico hidrotermal. La Fig.6.11 muestra las composi-ciones isotópicas del oxígeno y del hidrógeno de lasmuestras de agua procedente de pozos superficialesy de la condensación del vapor de agua de las fuma-rolas con temperaturas altas (superiores a los 500°C)localizadas en el borde del cráter para diferentesaños de observación. La temperatura variable sedebe a la dilución del vapor magmático y al cambiotemporal de los valores de δ18O. El concepto de mez-cla de dos componentes, un agua geotérmica pro-genitora y una agua dulce recargada localmente secorrobora por la relación lineal que existe entre losvalores del tritio, la concentración del cloro y losvalores δ18O y δ2H (Fig.6.12).

6.2 PROCESOS ANTRÓPICOS

6.2.1 PÉRDIDA DE VAPOR

La ebullición y la pérdida de vapor son los procesosde enfriamiento más importantes de los sistemas

geotérmicos que sufren grandes descargas superfi-ciales. La pérdida de vapor durante un cambio defase es mayor que la que se pierde por conducción,la cual está además impedida por la deposiciónmineral en los recorridos de flujo ascendentes tras elagua subterránea fría descendente. Los dos procesosfísicos responsables del fraccionamiento isotópico enlos ambientes de temperatura baja son:

1) la evaporación en el terreno y

2) la evaporación en superficie.

Giggenbach (1971) y Truesdell et al. (1977) han con-siderado la evaporación en el terreno. En los siste-mas naturales el ascenso convectivo hacia la superfi-cie del agua caliente va produciendo vapor a medidaque disminuye la presión. A su vez, la producción devapor adiabática determina un descenso de la tem-peratura. Las composiciones isotópicas de la fasevapor y la fase agua que se obtienen dependen decómo se produzca la separación entre fases. Si laseparación es de una sola etapa, se obtiene unmayor efecto isotópico. Durante el ascenso del flui-do el vapor coexiste con la fase líquida. Cuando elagua llega a la superficie a través del pozo ambasfases se separan. Este concepto también es válidopara los manantiales calientes y las fumarolas. La"separación continua del vapor" requiere una emi-sión continua de vapor inmediatamente después deque se forme (Henley et al. 1984). El efecto del frac-cionamiento isotópico es mínimo.

Se supone que ambos modos de separación sonsituaciones extremas. Muchos de los ejemplos deprocesos naturales intermedios se han aplicado enYellowstone (Truesdell et al. 1977) y en El Tatio

396


Fig.6.10 Sección transversal (no a escala) donde se muestran los tipos de fluidos, los procesos y las regiones de mezclade fluidos en el sistema volcánico hidrotermal de la isla de Vulcano.

(Giggenbach 1978) a pesar de que la separación devapor predominante es la de paso único. Los efectosintermedios se denominan también "separación devapor multietapa " (Henley et al. 1984).

La composición isotópica del vapor separado (δvap) yla del agua (δliq) en el proceso de una etapa se eva-lúa mediante la ecuación de balance isotópico(Ec.3.3) con las proporciones xvap y xliq:

(6.3)

donde δi representa la composición isotópica inicialde la fase líquida individual antes de la separación dela fracción de vapor xvap. Inicialmente (antes de laevaporación) xvap se puede calcular a partir delbalance de entalpía (H) correspondiente del fluido y

397


Fig.6.11 Composiciones isotópicas del agua procedente de pozos superficiales (los triángulos representan la condensa-ción de las fumarolas del Gran Catere). Se muestran tres líneas de mezcla para diferentes años de observación del "aguamagmática primaria " y el agua andesítica (Giggenbach 1992). La composición isotópica de la condensación de las fuma-rolas del Gran Catere en el periodo 1978 – 1990 muestra cambios en la temperatura de descarga debido a la dilución delvapor magmático (Taylor 1974).

Fig.6.12 Concentración del Cl en función de los valores de δ2H, δ18O y 3H en el agua del pozo de la isla de Vulcano. Loscírculos grises que representan las composiciones isotópicas del agua geotérmica original se han obtenido por extrapola-ción lineal hasta el valor cero UT.

a partir de la temperatura de separación del agua ydel vapor.

(6.4)

Si se combina la Ec.6.1 y la Ec.6.3 se pueden calcu-lar las composiciones isotópicas δliq y δvap de las faseslíquida y vapor para diferentes fracciones xvap delvapor después de su separación (véase también laEc. 6.7).

Ejemplo:

La separación líquido-vapor subterránea en los siste-mas dominados por el líquido es efectivamente unproceso de una etapa (Giggenbach y Stewart 1982)ya que el equilibrio isotópico entre el agua y el vaporse alcanza muy rápidamente (Giggenbach 1971). Laspendientes de la relación entre δ18O y δ2H se puedencalcular de forma aproximada mediante

(6.5)

Se supone que existe infiltración de agua meteóricahacia el interior. Los valores iniciales de δ18O y δ2Hson respectivamente –6,5‰ y –42‰. En la Tabla.6.3se recogen los valores de δ18O y δ2H que se calculandespués de la separación del vapor a diferentes tem-peraturas. Se propone un ejemplo. En la gráficaδ18O/δ2H los valores delta del líquido residual quequeda después de que se separe una fracción devapor a 80°C siguen una pendiente de 5,8. El valorδ18O del líquido residual será -5,3‰ y –4,1‰ cuan-do se separan respectivamente el 20% y el 40% delvapor.

La columna 1 contiene la temperatura de separacióndel vapor, las columnas 2 y 3 presentan respectiva-mente los valores δ18O y δ2H del líquido residual. Lacolumna 4 muestra la pendiente y las columnas 5 y6 y las 7 y 8 contienen los valores δ18O y δ2H para lasfracciones del 20% y el 40% del vapor que se sepa-ra, respectivamente.

A 220°C y por encima del factor de fraccionamientode los isótopos del hidrógeno se produce una "inver-sión", mientras que el fraccionamiento isotópico deloxígeno sigue disminuyendo.

Truesdell et al. (1977) y Henley et al. (1984) desarro-llaron un modelo aproximado que describía la situa-ción más compleja de la separación continua delvapor con el objetivo de calcular el enriquecimientoisotópico del agua líquida residual con respecto alagua inicial. Si la diferencia entre las temperaturasinicial y final es mayor que 150°C, la composiciónisotópica del agua líquida residual que se obtienecon el método de la separación del vapor de unaúnica etapa y el método de la separación continuodel vapor serán diferentes.

Mientras que la evaporación en el terreno vienegobernada por la constante de equilibrio α, la eva-poración superficial viene controlada por el fraccio-namiento cinético (Sección I). Las composiciones iso-tópicas del agua termal que fluye muy rápidamentea través de los manantiales termales como suelesuceder, no están muy afectadas por la evaporación.Durante la fase de exploración inicial, se puedenencontrar masas de agua calentadas por el vaporcuya composición isotópica estará directamente rela-cionada con la del agua profunda que lo alimenta. Elagua procedente del vapor caliente también se hallaen la zona superficial de los sistemas geotérmicos,donde se produce el proceso de ebullición en elreservorio. Esto se refleja en las elevadas relacionesentre el sulfato y el cloro, y el bajo pH. Este agua seproduce a partir de la condensación del vapor queasciende desde el reservorio subyacente hacia elacuífero profundo. Este agua calentada por el vaporpuede hervir y perder masa. Un modelo estacionariopermite calcular la composición isotópica.

Una masa que inicialmente contiene agua subterrá-nea fría poco profunda se calienta mediante vaporgeotérmico. La composición isotópica de este aguasubterránea (δ) y la del agua que abandona la masa

398


temp

oC δδ18O δδ2H 20% 40% 20% 40%

80 6,03 36,8 -5,35,8 -4,1 -34,8 -27,6

120 4,54 21,7 -5,64,6 -4,7 -37,7 -33,4

220 2,10 0,1 -6,10,0 -5,7 -42,0 -42,0

260 1,46 -3,6 -6,2-2,4 -5,9 -42,7 -43,5

‰ ‰ δδ18O δδ2H

líquido residual pendiente fracción de vapor que se separa

Tabla 6.3 Cambio de los valores δ18O y δ2H mediante la separación agua/vapor en función de la temperatura y del por-centaje de la fracción de vapor que se separa.

(δ) permite calcular el valor del delta del vapor (δvap)que entra en el embalse por calentamiento:

(6.6)

donde xvap es la fracción del vapor que entra en elembalse (se considera que es igual a la que sale) y βes el factor de fraccionamiento global que se expre-sa según

donde α es el factor de fraccionamiento de equili-brio entre el agua líquida y el vapor, D /Disot es elcociente entre los coeficientes de difusión en el airedel H2O y del 1H2HO o del H2

18O, respectivamente.n es un exponente que se relaciona con la destilaciónRayleigh. Para temperaturas inferiores a los 100°C esα = 1,024 y = 1,028 para el O y el H, respectiva-mente (Merlivat 1970). El exponente n va desde 0(equilibrio) hasta 0,578 para el fraccionamiento ciné-tico (Stewart 1975). Giggenbach y Stewart (1982)presentan modelos más complejos que consideran ladestilación Rayleigh entre otros procesos.

6.2.2 PROCESOS DE SEPARACIÓN LÍQUIDO-VAPOR SUBTERRÁNEOS

A medida que la temperatura aumenta hacia valoressuperiores a los 100°C, la presión de vapor tambiénaumenta hasta que se supera la presión hidrostática,y el agua geotérmica comienza a hervir. El procesode separación del vapor asociado viene acompañadopor el fraccionamiento isotópico. La fase líquida seenriquece en isótopos pesados, el 2H y el 18O, mien-tras que la fase vapor se empobrece. En el caso deldeuterio esto se cumple para temperaturas inferioresa los 220°C. A temperaturas mayores el 2H perma-nece preferentemente en la fase vapor.

Las composiciones isotópicas del líquido que sesepara, además de depender de la temperatura,dependen de la fracción xvap del vapor que se forma.Éstas se pueden calcular con el modelo de separa-ción del vapor de una única etapa para un tempera-tura determinada, para el modelo de separación delvapor continuo, para el proceso de separación des-crito mediante el fraccionamiento Rayleigh o con elmodelo de evaporación isotérmica en masa(Giggenbach y Stewart 1982). El ultimo proceso soloocurre cuando se produce una descompresiónrepentina o cuando se trata de sistemas en los quepredomina el vapor con una fracción pequeña defluido suspendida en los poros (D'Amore y Truesdell1979).

Caso estudiado: Campo geotérmico deWairakai, Nueva Zelanda

La Fig.6.13 muestra efectos de la separación delvapor, teóricos y empíricos, en el agua natural y enel vapor que se descarga a través del campo geotér-mico de Wairakei (Giggenbach y Stewart 1982).

Fig.6.13 Composiciones isotópicas del vapor y del aguaque se forman a partir de agua subterránea profunda ini-cialmente a 260°C. Se presentan los resultados para variastemperaturas después de la dilución en el caso del aguasubterránea local del campo geotérmico de Waraikai,Nueva Zelanda. Se considera el modelo de separación devapor de una única etapa. Los círculos en blanco repre-sentan datos de las muestras de vapor procedentes de lasfumarolas (Giggenbach y Stewart 1982).

Según el modelo de separación del vapor de unaúnica etapa las composiciones isotópicas del aguaresidual después de la separación del vapor a 220°,180°, 140° y 100°C a partir de un agua profundacon una temperatura inicial de 260°C se representanpor una curva llamada "agua primaria". El efecto dela dilución por parte del agua superficial se repre-senta con líneas que conectan el agua que se sepa-ra con el agua subterránea local. La composición iso-tópica de la descarga natural dominante de aguaclorurada del campo de Wairakei, del Geyser ValleyPool antes de la explotación, se representa median-te la línea de pérdida de vapor a 135°C. Duranteesta descarga superficial se espera tener una tempe-ratura de separación de unos 100°C. Que la compo-sición de la separación profunda no varie probable-mente se deba a algún enfriamiento producido porconducción, que reduce la cantidad generada en labalsa de ebullición.

Los valores más bajos de δde las fumarolas se debena procesos secundarios, como por ejemplo la sepa-ración de vapor a partir de agua previamente dilui-da. En este caso la temperatura de separación será

399


inferior, aunque la composición isotópica del aguaprevia a la separación del vapor presenta valores deδ inferiores (la línea de "dilución" que conecta elagua profunda primaria y el agua subterránea local).La línea del "vapor primario procedente del aguaprofunda diluida" representa la composición isotópi-ca del vapor formado a partir de agua previamentediluida. La mayoría de los datos caen dentro del áreaque representa el vapor que procede del paso delagua primaria no diluida al agua primaria diluida. Lasmuestras con un empobrecimiento isotópico másfuerte representan al vapor secundario que se sepa-ra del agua bicarbonatada procedente del vaporcaliente que se forman frecuentemente en los bor-des de los campos geotérmicos (Hedenquist 1990).

La Fig.6.14 muestra el efecto de la pérdida de vapora 280 - 290°C procedente de un agua geotérmicaprofunda primaria en el diagrama Cl-/δ18O paraalgunos pozos del campo geotérmico de Berlin, ElSalvador. La mezcla con el agua subterránea pocoprofunda resulta obvia.

Los ejemplos anteriores demuestran el amplio rangode las composiciones isotópicas de la descargasuperficial geotérmica natural. Puede proceder deuna fuente individual de agua subterránea profunda,producirse por separación subterránea de vapor ydilución. El amplio rango proporciona la base parauna herramienta potente para simular los procesoshidrológicos profundos activos dentro de un sistemageotérmico durante los primeros momentos de laexplotación, cuando sólo se puede muestrear y ana-lizar el agua superficial.

El agua subterránea geotérmica de elevada tempe-ratura se enfría a medida que asciende hacia lasuperficie mediante los procesos de conducción,mezcla y ebullición. Es posible trazar cada uno deestos procesos por separado a partir de la composi-ción isotópica (y química). El proceso de ebullición seregistra muy fácilmente a partir de los cambios en lacomposición isotópica.

Pérdida de calor por conducción. Durante elascenso de agua líquida en el que se pierde calor porconducción, la composición del hidrógeno no cam-bia ya que no existe otro material formado porhidrógeno. La composición isotópica del oxígenopuede cambiar lentamente como consecuencia de lainteracción agua-roca con las fuerzas de unión deloxígeno en la roca (por ejemplo, el carbonato, el sul-fato) a una temperatura muy inferior a 220°C. Sesupone que el enfriamiento conductivo es importan-te en el caso de los manantiales con caudales de des-carga inferiores a 1 L/s.

Fig.6.14 La relación entre la concentración del cloruro y elvalor δ18O del fluido geotérmico del campo geotérmico deBerlín, El Salvador, se puede interpretar como una mezclaentre el agua subterránea poco profunda y el agua subte-rránea andesítica profunda.

Mezcla con agua fría. Se puede identificar la entra-da de agua subterránea fría a partir del movimientode la composición isotópica a lo largo de la línea deagua meteórica. Esto es muy común en los sistemasde manantiales calientes antes o después de la ebu-llición. La fuente puede ser agua subterránea derecarga local de gran profundidad y procedente delejos (más de 100 km).

La ebullición y la pérdida de vapor son los proce-sos de enfriamiento más importantes de los sistemasgeotérmicos con temperaturas altas que poseengrandes superficies de descarga. El calor que se pier-de es mayor que por conducción, y porque la depo-sición mineral cierra los recorridos de flujo ascen-dente, evitando así que entre el agua subterráneafría.

Para calcular el efecto de la separación de vapor deuna única etapa en un manantial con agua a 100°Cse supone que la temperatura del agua del reservo-rio es 260°C y los valores de δ18O y de δ2H son -5‰y -40‰, respectivamente. A partir de la Tabla 6.1 seobtiene que 1000×ln α100°C es igual a 5,24 y 27,8para los isótopos del oxígeno y del hidrógeno, res-pectivamente.

Los balances isotópicos y entálpicos se expresan demanera similar a la Ec.3.3 según:

400


A partir de los valores de la Tabla 6.4 se calcula lafracción de vapor xvap en la superficie combinandolas ecuaciones de balance isotópico con las ecuacio-nes que se obtuvieron anteriormente. Lo que seobtiene es:

(6.7)

A partir del valor de xvap y lnα se obtieneδ18Oliq(100°C) y δ2Hl iq(100°C) con un valor de–3,33‰ (≡ −0,00333) y –31,3‰ (≡ −0,0313), res-pectivamente.

6.2.3 TÉCNICAS ISOTÓPICAS EN LOS ESTUDIOSDE REINYECCIÓN

La composición química de las grandes cantidadesde agua residual que se produce en las centraleseléctricas geotérmicas (concentraciones elevadas deamoniaco, ácido bórico y sulfuros) es tal que no sepuede verter a los ríos. Para eliminar estas substan-cias contaminantes se recurre a la reinyección delagua residual al acuífero en zonas apropiadas delcampo geotérmico. Este método también se puedeusar para recargar el campo geotérmico de formaartificial. Este método prácticamente compensa eldescenso natural de la presión del reservorio provo-cado por el balance hidrológico negativo entre elagua subterránea explotada y la habitualmente limi-tada recarga natural.

Para evitar de forma eventual los efectos negativosirreversibles de la reinyección en el campo, se deben

realizar algunos experimentos a priori. Además delos isótopos radioactivos, los isótopos estables deloxígeno y del hidrógeno son adecuados para trazarcuantitativamente los recorridos subterráneos delagua residual reinyectada dentro del campo geotér-mico (Nuti et al. 1981).

El vapor de las turbinas se condensa prácticamenteen las torres de enfriamiento, pero una parte consi-derable se pierde hacia la atmósfera. Durante esteproceso el agua residual se enriquece en isótopospesados, 2H y 18O. Como la composición isotópicadel agua inyectada es diferente de la del agua sub-terránea local, el sistema se puede observar demanera sistemática a lo largo de todo el ensayo dereinyección.

Las composiciones isotópicas del agua subterráneano perturbada son variables con el tiempo comoconsecuencia de la contribución variable de las fuen-tes de vapor (capa de condensación, capa con dosfases) y la redistribución en un determinado área delfluido. En las áreas previamente no explotadas elefecto isotópico se solapa con la evolución temporalnatural del valor de δ18O hacia valores más negati-vos, y con el cociente gas/vapor (= saturación devapor G/V) hacia valores mayores (Box et al. 1987).

Las composiciones isotópicas de los demás compo-nentes del agua residual inyectada son tambiénvariables (pérdida de masa en la torre de enfria-miento y fraccionamiento isotópico debido a la ree-vaporación parcial del agua reinyectada). Ante estasituación tan compleja resulta que es posible que seobtengan datos que no se ajusten a líneas de mez-cla sencillas (Fig.6.15).

401


Fig.6.15 Variaciones temporales e inducidas por la reinyección de los valores δ18O, δ2H y del cociente G/V. Las líneas A, By C (círculos blancos) representan la variación en los pozos no afectada por la reinyección. Las líneas A', B' y C' (círculosgrises) representan la variación en los pozos afectada por la reinyección. Las líneas A'' y B'' representan la variación indu-cida por el enfriamiento.

2H es el parámetro menos afectado por el fracciona-miento (el factor de fraccionamiento α se aproximaa 1 a temperaturas de ebullición cercanas a los220°C), por cualquiera de las diferentes interaccio-nes agua-roca, o por el desplazamiento areal del flui-do. Como consecuencia los valores de δ2H permitenevaluar la contribución relativa del vapor inicial y delvapor que se deriva de la inyección. También trazanlos recorridos de flujo del vapor que se produce apartir del agua inyectada y la contribución relativa enla producción de este vapor (Nuti et al. 1981).

D'Amore et al. (1988) estudiaron el siguiente fenó-meno en un reservorio:

1) la mezcla del vapor original con el vapor reinyec-tado, y el fraccionamiento isotópico durante laproducción de vapor procedente del agua rein-yectada,

2) los efectos de la redistribución del fluido (despla-zamiento), donde exiten los gradientes areales dela composición isotópica y el cociente delgas/vapor, y

3) el enfriamiento de la matriz.

Cuando se estima la proporción de agua inyectadaen los pozos que rodean la zona se han de tener encuenta todos estos procesos. Dependiendo delnúmero de medidas que se obtengan a partir de losdiagramas de δ18O/δ2H y gas/vapor/δ2H se podrárealizar un cálculo cuantitativo de la contribución delvapor procedente de diferentes fuentes y un estudiode los efectos de enfriamiento eventual en la matrizdel reservorio.

Caso estudiado: Campo geotérmico deLarderello, Italia

En la Fig.6.16 se muestra la variación temporal de lascomposiciones isotópicas y del cociente gas/vapordurante tres experimentos de reinyección realizadosen el campo geotérmico de Larderello. Estos experi-mentos han proporcionado líneas de mezcla para losvalores de δ2H y δ18O del agua inicial y para los delvapor que se separa del agua reinyectada condensa-da (Fig.6.17).

6.2.4 VARIABILIDAD DE LA COMPOSICIÓNISOTÓPICA DE LOS FLUIDOSGEOTÉRMICOS

En cualquier campo geotérmico la composición iso-tópica del agua de descarga y/o del vapor varia local-mente. El agua de lluvia que se infiltra a través de lasrocas permeables, el agua de los manantiales y elagua subterránea que se bombea desde los pozosson normalmente de origen meteórico. A lo largodel flujo subterráneo en un campo geotérmico el

valor δ18O del agua subterránea puede aumentar acausa del intercambio isotópico progresivo alaumentar la distancia desde el área de recarga. Lasdiferencias en las composiciones isotópicas y quími-cas en diversos puntos del campo geotérmico deLarderello se interpretan de la misma manera para elflujo de vapor lateral desde las zonas de ebullicióncentral (puntos de flujo ascendente) hacia los bordesdel sistema antes de que comience la explotación.

Fig.6.16 Variación temporal de los valores de δ2H, δ18O ydel cociente gas/vapor que se registra en dos pozos W1 yW2 del área central durante y después de los ensayos dereinyección. Se muestran los valores de pre-reinyección noperturbados y el bajo caudal del agua inyectada. I, II y IIIrepresentan los tres periodos de reinyección.

La Fig.6.18 presenta un esquema del movimiento devapor lateral y de la condensación en los sistemas enlos que domina el vapor. Durante este flujo lateral seproduce una condensación parcial y una pérdida devapor a través de la superficie. Los gases se concen-tran en el vapor residual, mientras que las sales volá-tiles se van eliminando lentamente hacia la zona decondensación (H3BO3, HCl). Este proceso se modelasegún el método de condensación Rayleigh quecumple la ecuación

(6.7)

donde cvap/ci es la relación de la concentración de uncomponente del vapor respecto de su concentraciónoriginal en un punto cualquiera, y rvap/ri es la relaciónde las fracciones correspondientes r del vapor con-densado. k es coeficiente de distribución del compo-nente entre el vapor y el agua (cvap/ci).

402


En términos de δ18O la ecuación de condensación seescribe como:

× 1000‰

La Fig.6.19 muestra los resultados calculados (Ec.6.7)con k = 0,05 a 1000. La magnitud de la variación enel campo geotérmico de Larderello, Italia (-3‰ enδ18O, 5 y 3 veces las concentraciones del CO2 y delNH3) sugiere que el campo de producción quedalimitado por el agua líquida en exceso y por el gasque queda después de que se haya condensado el80% del caudal de vapor original. En The Geysers,con una condensación del 95% se obtiene una dis-minución del δ18O del 7‰ y una concentración deCO2 que es 17 veces mayor.

Fig.6.17 Variación de los valores δ18O y δ2H del fluidobombeado desde el pozo Wl para los tres ensayos sucesi-vos que se mostraron en la Fig.6.16 para el pozo RC (áreacentral). Se representan las diferentes composiciones iso-tópicas de las aguas observadas junto con la marca isotó-pica teórica del vapor producido por el agua reinyectadasuponiendo un modelo de separación contínua del vaporen profundidad:

δvap = δi + {(1—fres)α − t –1}.

Como la temperatura de evaporación real y la fracción delagua residual son desconocidas, se han hecho cálculospara tres temperaturas diferentes y fracciones fres del agualÌquida residual después de la ebullición. Los números pro-gresivos representan el orden de muestreo cronológicodurante (símbolos en blanco) y después (símbolos grises)de los ensayos.

La Fig.6.20 muestra los perfiles de concentración dediferentes especies observadas en el vapor a lo largo

de una línea hacia el Norte del campo de Larderello,lejos de las áreas de recarga. Esto refleja la perturba-ción provocada por la descarga del pozo.

Fig.6.18 Movimiento de vapor lateral y condensación enlos sistemas geotérmicos en los que domina el vapor.

Fig.6.19 Resultados obtenidos a partir de la ecuación decondensación Rayleigh con k=0,05 a 1000 para el campogeotérmico de Larderello.

Otro proceso común en los sistemas de manantialesgeotérmicos es la mezcla del agua geotérmicaascendente con proporciones variables de agua sub-terránea local. El agua geotérmica está enriquecidaen isótopos pesados a causa del cambio de δ18O y/oa la pérdida de vapor mencionada anteriormente.Un proceso complementario que provoca cambiosisotópicos es el que se produce de forma artificialpor la reinyección de agua residual desde las centra-les geotérmicas de potencia (Apt. 6.2.3).

En los campos geotérmicos explotados se observauna variación de la composición isotópica del vaporen función del tiempo debido principalmente a lareinyección. Sin embargo, también puede deberse altipo de producción de fluido. Como en los camposgeotérmicos se observa una variación especialmentefuerte de la composición isotópica, esta alteración

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también afecta a las dimensiones del área influen-ciada por la producción del vapor.

La relación δ18O/Cl de las aguas del campo dePalinpinon, Filipinas (Fig.6.21) refleja, después devarios años de explotación, los efectos de los proce-sos de mezcla debido a la reinyección de agua, lamezcla del agua meteórica y agua acidificada conSO4

2-.

Durante la etapa de perforación del campo geotér-mico de The Geysers, se registraron los datos quími-cos del vapor en seis pozos nuevos a diferentes pro-fundidades por debajo de los 2000 m. Se tomaronmuestras de las entradas de vapor en las zonas frac-turadas no conectadas. Se ha encontrado una zoni-ficación vertical de las composiciones químicas e iso-tópicas de los fluidos del reservorio (Fig.6.22).

En el breve intervalo de tiempo transcurrido desde laprimera inyección de vapor, tanto los valores de δ18Ocomo los de δ2H son más negativos que en los pozosde producción de alrededor. Se ha medido el cocien-te gas/vapor y la temperatura en la parte superior delpozo. A partir de los análisis químicos del gas se hacalculado la fracción molal del vapor (D'Amore yTruesdell 1985). El cociente gas/vapor es al menosun orden de magnitud mayor que el de los fluidosemitidos normalmente por los pozos de producción.La temperatura obtenida ha sido < 200°C, mientrasque la fracción molal del vapor es del orden del100%, lo que indica un saturación líquida extrema-damente baja. Los gases reactivos están en equilibrioquímico a una temperatura relativamente baja. Estose ha relacionado con la existencia de una bolsa degas local situada en la parte superior.

Por debajo de las entradas del vapor todos los pará-metros varían de forma muy regular: el valor δ18O sevuelve menos negativo, los cocientes del gas/vapordisminuyen fuertemente y la temperatura computa-da aumenta. La fracción molal del vapor disminuye

hasta llegar casi a cero, lo que corresponde a unasaturación del líquido de casi el 100%. La presenciade agua líquida en la matriz de la roca a una tempe-ratura superior a los 250°C se interpreta como unacapa de condensado. De acuerdo con la composi-ción isotópica del vapor de la celda de gas y delvapor del estrato condensado, la separación delvapor se produce a unos 200°C. Por debajo de esteestrato los fluidos característicos pertenecen a unreservorio típico de dos fases: (i) un cocientegas/vapor 3 veces mayor al que se observa en la capacondensada, (ii) una fracción molal del vapor cre-ciente, que indica la saturación de la fase líquidacomo resultado de la mezcla entre las capas con-densada y la capa con dos fases. La composición iso-tópica corresponde a la del agua meteórica local.

Fig.6.21 Relación Cl/δ18O del agua geotérmica que indicala mezcla de agua original ascendente (cerca de B), dilu-ción y separación de vapor anterior a la explotación delcampo geotérmico de The Geysers. El agua original pro-viene de la mezcla de aguas meteóricas (ya que hay 3H) yaguas magmáticas (línea de tendencia AB: δ18O =8,16⋅10-4Cl–7,9). Durante la explotación se produce lamezcla entre los fluidos geotérmicos, el agua inyectada(línea de tendencia BC: δ18O = 3⋅10-4 Cl – 5,8), y fluidosacidificados con SO4.

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Fig.6.20 Distribuciones verticales medidas y calculadas del valor δ18O, del cociente gas/vapor, de la temperatura T y de laproporción xvap.

D'Amore y Truesdell (1979) se plantearon la existen-cia de diversas fuentes de fluido a diferentes profun-didades, que pueden contribuir a la producción totalcon proporciones distintas y dependientes del tiem-po. A medida que disminuye la contribución del lacapa de condensado después de un tiempo corto enpozos nuevos de las zonas previamente explotadas,

el reservorio de dos fases se convierte progresiva-mente en el nivel de producción más importante. Lavariación temporal de las composiciones isotópicasdel vapor de los pozos situados al Sudeste del campogeotérmico de The Geysers se interpreta como elresultado de la contribución variable de fluido pormezcla de fuentes diferentes.

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Fig.6.22 Distribuciones verticales medidas y calculadas del valor δ18O, el cociente gas/vapor, la temperatura T y de la frac-ción molar del vapor relativa η para el campo geotérmico de The Geysers.

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