Capitulo 11: Agua subterránea y procesos geológicos

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Aqua Subterránea y Procesos Geológicos

Traducido por: Ingrid Vargas Azofeifa (Costa Rica), Magdalena Monge Cordero (Costa Rica), Roberto Ramírez Chavarría (Costa Rica), Paola Alvarado Piedra (Costa Rica)

El agua subterránea juega un papel muy importante en muchos procesos geológicos. Por ejemplo las presiones del fluido que se acumulan en una falla son reconocidas por tener una influencia determinante en el movimiento de la falla y la generación de sismos. Por otra parte, los sistemas de flujo en el subsuelo son responsables de la transferencia de calor y de constituyentes químicos a través de sistemas geológicos, y como resultado, el agua subterránea es importante en procesos tales como el desarrollo de sistemas geotermales, en la termodinámica del emplazamiento de plutones, y la génesis de depósitos minerales. En profundidad, los sistemas de flujo subterráneo controlan la migración y acumulación del petróleo. Cerca de la superficie, juegan un papel en procesos geomorfológicos tales como la formación de karst, desarrollo de pendientes naturales y la erosión del lecho del río.

En este capítulo, vamos a discutir el rol del agua subterránea en estos y otros procesos geológicos. El desarrollo es breve y la lista de tópicos y referencias está lejos de ser exahustiva. Mucho de lo que se reporta es reciente. El efecto del flujo de agua subterránea todavía no se ha evaluado extensamente en la investigación de procesos geológicos.

11.1 El agua subterránea y la geología estructural

Uno de los desarrollos recientes más emocionantes en el pensamiento geológico se refiere a la influencia de las presiones del agua subterránea en el movimiento de fallas y las posibles implicaciones que esto tiene en la predicción y control de los sismos. Los conceptos fueron planteados por Hubbert y Rubey (1959) en su trabajo clásico sobre el papel de la presión del fluido en la mecánica de la falla de sobrecorrimiento.

Teoría de Hubber-Rubey de fallamiento inverso

Hubbert y Rubey abordaron un misterio geológico de largotiempo. Se había reconocido desde principios de 1800 con base en evidencia de campo que los movimientos de inmensos bloques empujados distancias considerables habían tenido lugar a lo largo de fallas de sobrecorrimiento con ángulos de buzamiento extremadamente bajos. Se han mapeado muchas fallas inversas con espesores estratigráficos de miles de metros y con distancias recorridas de decenas de kilómetros. Lo que no se entendía era el mecanismo del movimiento. Se habían realizado muchos cálculos en los que las fuerzas tectónicas horizontales o el deslizamiento gravitacional habían sido propuestos como mecanismo de propulsión, pero todos habían fracasado en la necesidad de resistencias de fricción poco realistas en el plano de la falla. Cuando se utilizaron coeficientes de fricción más realistas, los análisis mostraron que las fuerzas horizontales necesarias para causar empuje crearían tensiones que exceden en gran medida la resistencia de cualquier roca conocida.

Hubbert y Rubey resolvieron esta paradoja mecánica usando la teoría de fallamiento de Mohr-Coulomb, tal como se desarrolló en la Sección 10.1, en su formulación del esfuerzo efectivo. Su análisis fue el primero en tener en cuenta la existencia de presiones de fluidos en fallas en profundidad. Utilizaron la relación presentada en la Ec. (10.8), pero como parece razonable para un plano de falla suave, asumieron que la fuerza cohesiva es despreciable y ponen c' = 0. El criterio de falla se convierte entonces en

S_\tau = (\sigma - p) \tan \phi '(11.1)

Donde S_\tau es el esfuerzo de cizalle que debe superarse para permitir el movimiento, \sigma el esfuerzo normal a través del plano de falla, p es la presión del fluido y \phi' el ángulo de fricción interna para la interface roca-roca. Ellos razonaron que los grandes valores de p en la Ec. (11.1) servirían para reducir el componente normal del esfuerzo efectivo en el plano de falla y por lo tanto reducirían el valor crítico del esfuerzo de cizalle requerido para producir el deslizamiento. Ellos mostraron que las fuerzas horizontales de propulsión necesarias para producir estos reducidos esfuerzos cortantes no exceden la fuerza de la roca. Se refirieron a mediciones de los campos de petróleo para apoyar su afirmación de que las altas presiones de fluido son comunesen la profundidad. Los desarrollos más recientes en nuestra comprensión de los sistemas de flujo regionales (como se informó en el capítulo 6) aclaran que estas altas presiones de fluido son una consecuencia natural de los sistemas subsuperficiales de movimiento de fluidos que existen en el entorno geológico heterogéneo en los pocos miles de metros de la corteza terrestre.

La Figura 11.1 reproduce el diagrama de cuerpo libre de Hubbert y Rubey para un bloque deslizado de dimensiones x1 por z1 que es empujado desde la parte posterior hacia abajo en un plano inclinado de pendiente \theta.

Figura 11.1 Equilibrio de esfuerzos en un bloque que se desliza hacia abajo en un plano de falla inclinado (según Hubbert y Rubey, 1959).

El bloque es impulsado conjuntamente por la esfuerzo total, \sigma_x + p, aplicada a su borde posterior y la componente de su peso paralela a la pendiente. Un esfuerzo de cizalle se crea en la base del bloque, y en el punto de deslizamiento incipiente, \tau = S_\tau, donde S_\tau es el esfuerzo del plano de falla dada por la Ec. (11.1). El equilibrio de las fuerzas que actúan sobre una sección de espesor unitario perpendicular al diagrama viene dado por

\int_0^{z_1} (\sigma_x - p)dz + \rho_b gz_1 x_1 \sin \theta - \int_0^{x_1} (\sigma_z - p) - \tan \phi ' dx = 0 (11.2)

Donde \rho_b, es la densidad aparente de la roca. Hubbert y Rubey resolvieron la Ec. (11.2) para x1, la longitud máxima del bloque que puede ser movido por este mecanismo. Para hacer tal cálculo, es necesario conocer los parámetros geométricos, \theta y z1, las propiedades mecánicas \psi ' y \rho_b y el valor de la presión del fluido p, en el plano de falla. Hubbert y Rubey expresaron este último parámetro en términos de la relación \lambda = p/\sigma_z. Ellos brindan una tabla de valores x1 calculados para una losa de roca de 6000 m de espesor que descansa sobre un plano de falla con valores representativos de \psi ' y \rho_b. Para valores de \theta en el rango 0–10° y valores de \lambda en el rango 0–0.95, la longitud máxima del bloque que se puede mover varía de 21 a 320 km. Estas longitudes están en concordancia con las distancias de recorrido observadas de los bloques de falla de sobrecorrimiento. Hubbert y Rubey, por lo tanto, concluyeron que la consideración de las presiones de fluido en el agua subterránea en las cercanías de los planos de falla elimina la paradoja que rodea el mecanismo de falla de sobrecorrimiento.

Predicción y control de sismos

Los sismos son la manifestación física del movimiento de los bloques de falla. La teoría de Hubbert-Rubey por lo tanto, se refiere a la génesis del sismo. La confirmación dramática de la influencia de las presiones elevadas de los fluidos en la producción de sismos salió a la luz a finales de los años 60 de una manera algo inesperada en conexión con el ahora famoso pozo de inyección de Arsenal en las Montañas Rocosas cerca de Denver, Colorado.

Durante el período de abril de 1962 a septiembre de 1965 se registraron 710 pequeños sismos en el área de Denver. Este fue un misterio sismológico porque antes de este tiempo el único sismo registrado se había producido en 1882. La solución al misterio fue proporcionada por Evans (1966), quien señaló que el primer sismo ocurrió sólo un mes después de la primera inyección de aguas residuales en un pozo en Arsenal del Ejército de los Estados Unidos en las Montañas Rocosas. El pozo de inyección fue diseñado para la eliminación de aguas residuales contaminadas de la planta química de Arsenal. El pozo fue perforado a través de rocas sedimentarias, tocando el fondo a una profundidad de 3671 m en esquistosy gneis graníticosdel Precámbrico. La inyección se llevó a cabo a tasas de 12–25 l/s a presiones de inyección de 3–7 × 106 N/m2. Evans señaló que la frecuencia del sismo en el período 1962–1965 estaba estrechamente correlacionada con el volumen de residuos inyectados (Figura 11.2). Otras investigaciones mostraron que los epicentros de casi todos los choques se localizaban dentro de un área circular de 16 km de diámetro centrada en Arsenal en las Montañas Rocosas.

Figura 11.2 Frecuencia del sismo en el área de Denver, 1962–1965, correlacionada con la inyección de aguas residuales contaminadas en el pozo de disposición del Arsenal de las Montañas Rocallosas (Evans, 1966).

Cada uno de los sismos que ocurrieron en el enjambre de Denver presumiblemente reflejaba el movimiento en una falla preexistente en profundidad en las proximidades del pozo del Arsenal. Aparentemente, los aumentos en las presiones de fluido generados por la inyección tuvieron el efecto de activar los pequeños movimientos de falla. Las observaciones de Evans proporcionaron así una confirmación convincente de la validez de los cálculos teóricos de Hubbert y Rubey (1959). Healy et al. (1968) después de una extensa revisión de las pruebas concluyen que el mecanismo de Hubbert-Rubey proporciona una explicación completa y satisfactoria para el desencadenamiento de los sismos de Denver.

Si el incremento en las presiones de fluido alientan el movimiento de la falla, entonces la disminución de las presiones de fluido deben retrasar el movimiento de falla, y la posibilidad de un sismo controlado se eleva. Los sismólogos ehidrogeólogos están trabajando juntos para examinar la posibilidad de intervenciones hechas por el hombre en el proceso de fallas. El esquema definitivo sería tomar una falla como la de San Andrés en California, apretarla a lo largo de la mayor parte de su longitud deshidratando la zona de falla y luego estimular el movimiento controlado en una pequeña porción inyectando agua en la zona de falla en ese punto. De esta manera, podría ser posible moverse secuencialmente a lo largo de la falla, aliviando el esfuerzo tectónico que se acumulan a lo largo de su longitud con una serie de pequeños movimientos de falla controlados en lugar de esperar un sismo catastrófico de gran tamaño.

Los enigmas sociales y éticos que resultarían de la consideración seria de tal forma que, junto con las implicaciones trascendentales de un fracaso técnico, ciertamente retrasarán, y bien podrían prevenir, la implementación del control de sismos en áreas densamente pobladas. Sin embargo, los experimentos de campo a gran escala ya se han llevado a cabo en un área menos poblada en un campo petrolero cerca de Rangely, Colorado. El sitio Rangely fue elegido sobre la base de la actividad sísmica que se sabía que había ocurrido durante las últimas etapas de explotación del depósito de petróleo cuando se usó la inyección de fluido como parte de un programa de recuperación secundaria que utilizaba el método de “inundación de agua”. Healy (1975) informa que el monitoreo de los sismos asociados con el campo petrolero comenzó en 1969 y continuó hasta 1974. La modificación intencional de la presión del fluido en la zona activa comenzó en 1970 y continuó hasta diciembre de 1973. En la primera fase del experimento, la presión se redujo en la zona sísmica y la actividad sísmica disminuyó considerablemente, particularmente en la región dentro de 1 km de los pozos de control. En noviembre de 1972, se levantó la presión y se inició una nueva serie de sismos. En marzo de 1973, el bombeo se invirtió, la presión del fluido en la zona sísmica disminuyó y la actividad sísmica disminuyó. Después de 6 meses no hubo más sismos a 1 km de los pozos de inyección.

Como parte del mismo estudio, Raleigh et al. (1972) midieron las propiedades de fricción de las rocas en el laboratorio en núcleos extraídos del campo petrolífero. Estos datos, junto con algunas mediciones de los esfuerzosin situ, permitieron calcular en forma independiente los valores de presión de fluido que se esperaría que tuvieran los sismos. El nivel crítico previsto fue p = 2,57 × 107 N/m2. Los valores en la parte sísmicamente activa del reservorio en un momento en que los sismos fueron frecuentes se midieron a 2,75 × 107 N/m2. Healy (1975) concluye que los experimentos Rangely establecen sin lugar a dudas la importancia de la presión del fluido como parámetro crítico en el mecanismo sísmico.

También se ha sugerido que las medidas de presión muy detalladas sobre fallas pueden proporcionar evidencia precursora de sismos inminentes. Scholz et al. (1973) revisan el modelo de dilatación de la predicción sísmica y describen el papel desempeñado por la interacción entre el campo de esfuerzos y el campo de presión de fluido justo antes del desencadenamiento real del movimiento en una falla.

11.2 Agua subterránea y petróleo

Hoy en día es ampliamente aceptado que el petróleo se origina como materia orgánica que se incorpora en los sedimentos de textura fina en el momento de su depositación (Weeks, 1961; Hedberg, 1964; Levorsen, 1967). Sin embargo, mientras que las arcillas y las lutitas ricas en orgánicos se encuentran a lo largo de las cuencas sedimentarias del mundo abundantemente en aérea y volumen, las acumulaciones actuales de petróleo se encuentran sólo en concentraciones localizadas de volumen relativamente pequeño. Además, no se producen en las arcillas y en las lutitas mismas, sino en areniscas de textura gruesa y en rocas carbonatadas porosas o fracturadas. Es evidente que el petróleo debe experimentar una migración significativa desde sus puntos de origen altamente dispersos hasta sus actuales posiciones de concentración y entrampamiento. Durante esta migración, el petróleo es un componente inmiscible y presumiblemente menor en el ambiente subsuperficial saturado de agua. Por lo tanto, es razonable examinar los procesos de migración y acumulación de petróleo a la luz de nuestra comprensión de los sistemas regionales de flujo de aguas subterráneas. Tal examen tiene ramificaciones en el campo de la exploración de petróleo.

Migración y acumulación de petróleo

La migración del petróleo se ve a menudo como un proceso de dos etapas. El término migración primaria se refiere a los procesos por los cuales el agua y el petróleo arrastrado son expulsados de los sedimentos fuente de grano fino hacia los acuíferos más permeables de un sistema sedimentario. El término migración secundaria está reservado para el movimiento de petróleo y agua a través de los sistemas acuíferos a las trampas estructurales y estratigráficas, donde se forman piscinas de petróleo y gas.

La migración primaria puede ser vista como un resultado del proceso de consolidación que tiene lugar en sedimentos de grano fino recién depositados. Bredehoeft y Hanshaw (1968) han demostrado que la influencia de la carga añadida proporcionada por los sedimentos adicionales que están siendo depositados continuamente en la parte superior de una secuencia sedimentaria en un ambiente depositacional es suficiente para producir una consolidación significativa. El mecanismo es idéntico al descrito en relación con lasubsidencia del terreno en la Sección 8.12. Una vez más, nuestra comprensión del proceso depende de la Ec. de esfuerzo efectivo

\sigma_T = \sigma_e + p (11.3)

En este caso, es el cambio natural directo en el esfuerzo total, \sigma_T, el que impulsa el proceso de consolidación, en lugar de un cambio artificial inducido en la presión del fluido, p, como fue el caso en que la subsidencia del terreno es causada por la sobrecarga. En cualquier caso, el resultado es un aumento en el esfuerzo efectivo, \sigma_e, y una compactación de los sedimentos de grano fino altamente compresibles. Durante el proceso de consolidación, el agua es expulsada de los sedimentos de grano fino en cualquier acuífero que pueda estar presente en el sistema. Si las condiciones de temperatura y presión en los sedimentos de consolidación han ocasionado los procesos de maduración que transforman la materia orgánica en petróleo móvil, este petróleo arrastrado es conducido a los acuíferos.

Se ha reconocido desde principios de siglo (véase Rich, 1921) que la migración secundaria de petróleo se produce por el movimiento de las aguas subterráneas en las rocas del yacimiento. Es el agua la que proporciona el medio de transporte para las gotitas de petróleo inmiscibles que finalmente se acumulan para formar piscinas de petróleo. Tóth (1970) ha señalado que la acumulación de petróleo requiere de la interacción favorable de al menos tres procesos: (1) la continua importación de hidrocarburos; (2) la separación y retención preferencial de los hidrocarburos dispersados del agua de transporte y (3) la eliminación continua del agua descargada de su contenido de hidrocarburos. Los procesos primero y tercero requieren un sistema de flujo adecuado. En el segundo punto, se suele suponer que la separación del petróleo del agua tiene lugar bajo la influencia de cambios de presión, cambios de temperatura o cambios en la salinidad. Cualquiera de estos puede conducir a una floculación de las gotitas de petróleo arrastradas en acumulaciones puntuales más grandes de petróleo hasta que se consiga la continuidad de la fase y los efectos de flotabilidad puedan entrar en juego. Dado que el petróleo y el gas tienen densidades menores que el agua, se concentran en las partes superiores de los acuíferos que fluyen. Las piscinas de petróleo se presentan donde las estructuras anticlinal o complejidades estratigráficas crean una trampa para el petróleo de baja densidad. Levorsen (1967) revisa las diversas condiciones geológicas que dan lugar a las trampas. Hubbert (1954) discute el mecanismo capilar en un sistema de petróleo-agua de dos fases que explica la eficiencia de una interfase de baja permeabilidad como una barrera para la migración del petróleo. En la siguiente subsección, las ideas de Hubbert serán trazadas más lejos con respecto a la interacción entre el atrapamiento de petróleo y el campo de potencial hidráulico subsuperficial.

Entrampamiento hidrodinámico de petróleo

El movimiento de petróleo, gas y agua a través de un medio poroso es un ejemplo de flujo multifásico inmiscible. Como se ha observado al final de la Sección 2.6, el análisis de estos sistemas es extremadamente complejo. Es necesario considerar las ecuaciones de Darcy separadas para cada uno de los fluidos que fluyen simultáneamente a través del sistema. También es necesario determinar las permeabilidades efectivas del medio poroso para cada una de las fases. Debido a que la permeabilidad del medio es diferente con respecto a cada fluido, las magnitudes de las velocidades de Darcy para cada fase serán diferentes entre sí.

Hubbert (1954) ha demostrado que no sólo son diferentes las magnitudes de los tres vectores de velocidad, sino también las direcciones. Para explicar este punto, considere primero el diagrama mostrado en la Figura 11.3 (a) para un fluido monofásico. La dirección de movimiento de una unidad de masa de fluido en el punto P es perpendicular a las líneas de igual potencial hidráulico.

Figura 11.3 (a) Componentes de la fuerza impulsora E que actúa sobre una masa unitaria de agua en un punto P en un sistema de flujo de aguas subterráneas en estado estacionario; (b) fuerzas de impulsión sobre el agua, el petróleo y el gas en un sistema de flujo en estado estacionario trifásico (según Hubbert, 1954).

La fuerza que actúa sobre la masa unitaria en la dirección de los movimientos es denotada por E. Recuérdese de la Ec. (2.15) que el potencial hidráulico \Phi se define como

\Phi = gz + \frac{p}{\rho} (11.4)

Donde p es la presión del fluido y \rho es la densidad del fluido. Ese potencial se define en términos de energía por unidad de masa, el trabajo requerido para mover la masa unitaria del potencial \Phi + d\Phi al potencial \Phi es simplemente -d\Phi. Con respecto a La Figura 11.3 (a), también está claro que el trabajo es igual a E ds. Por lo tanto, tenemos

E = \frac{d \Phi}{ds} (11.5)

O, a partir de la Ec. (11.4),

E = g - \frac{\nabla p}{\rho} (11.6)

Donde g es un vector con componentes (0, 0, -g) y es un vector con componentes (\partial p/\partial x, \partial p/\partial y, \partial p/\partial z). El vector g actúa verticalmente hacia abajo; El vector \triangledown p puede actuar en cualquier dirección, y en general no será coincidente con g. La Figura 11.3 (a) es una presentación gráfica de la Ec. (11.6).

En un sistema trifásico, las densidades de fluido no son iguales. Tenemos \rho_w > \rho_o > \rho_g, donde los subíndices se refieren al agua, petróleo y gas, respectivamente. Este hecho conduce al diagrama vectorial que se muestra en La Figura 11.3 (b). Este diagrama proporciona una explicación gráfica de la falta de coincidencia de las direcciones y magnitudes de las fuerzas impulsoras E_w, E_o y E_g. Los gradientes hidráulicos para cada una de las fases estarán en la dirección de sus respectivas fuerzas impulsoras.

La manifestación práctica de este fenómeno es el entrampamiento hidrodinámico de petróleo propuesto por Hubbert (1954). En la Figura 11.4 se muestran los isopotenciales de aceite y agua superpuestos entre sí para un caso en el que hay un movimiento ascendente de petróleo en un acuífero en el que el flujo de agua subterránea es de izquierda a derecha. Hubbert (1954) muestra que la pendiente de la interface de aceite-agua inclinada, dZ/dl, viene dada por

\frac{dZ}{dl} = \frac{\rho_w}{\rho_w - \rho_0}\frac{dh}{dl} (11.7)

La interface será horizontal sólo si no hay gradiente hidráulico. Para que una estructura o monoclinal retenga aceite, la inmersión del límite de permeabilidad en la dirección del movimiento del fluido debe ser mayor que la inclinación de la interface aceite-agua. De lo contrario, el aceite estará libre para migrar más profundo junto con el agua. En las zonas donde los gradientes hidráulicos altos conducen a un flujo de agua subterránea relativamente rápido, se requieren trampas con vaciados más cerrados para retener el aceite que en áreas con gradientes hidráulicos bajos y con un flujo de agua subterránea lento. Por el contrario, en las zonas donde las inmersiones son relativamente uniformes, las partes de la cuenca con gradientes hidráulicos bajos producen más lugares para atrapar petróleo que las zonas hidrodinámicamente más activas.

Figura 11.4 Sección vertical a través de una nariz hundida que muestra una trampa de aceite controlada hidrodinámicamente (según Hubbert, 1954).

Sistemas de flujo regional y acumulaciones de petróleo

Debe quedar claro de las dos subsecciones anteriores que hay dos conjuntos de condiciones que conducen al entrampamiento de petróleo. El primero es el conjunto de condiciones geológicas que controlan la aparición de trampas estructurales y estratigráficas, y el segundo es el conjunto de condiciones de flujo de aguas subterráneas que controlan los aspectos hidrodinámicos del entrampamiento. Al considerar estas últimas propiedades, Tóth (1970) señaló que la acumulación de petróleo debería ser mejorada por (1) largos sistemas de flujo que abarcan un volumen suficiente de la posible roca fuente; (2) zonas hidráulicas estáticas o casi-estáticas, donde se puede esperar que el atrapamiento hidrodinámico sea más eficiente; Y (3) movimiento ascendente del agua subterránea, con lo cual se asegura un retiro continuo del agua de las trampas. En la cuenca sedimentaria occidental de Canadá, donde se conocen muchos campos de petróleo, Hitchon (1969a, 1969b) y van Everdingen (1968b) demostraron con base en pruebas hidráulicas y geoquímicas que los grandes sistemas de flujo que se extienden desde las Rocallosas al escudo canadiense existen en las formaciones más profundas de la cuenca. Tóth (1970) encontró confirmación estadística de sus propias hipótesis en varias áreas de Alberta. En estas áreas, sus resultados indican que la probabilidad relativa de que los hidrocarburos estén asociados con cada una de las tres condiciones son las siguientes: miembros ascendentes, 78%; Zonas casi-estáticas, 72%; Y los grandes sistemas regionales, el 72%.

Hitchon y Hays (1971) aplicaron un enfoque similar en la cuenca de Surat de Australia. Encontraron que las ocurrencias de hidrocarburos se concentran en una de las áreas de descarga de la cuenca. Sin embargo, no se limitan a esta área, y hay grandes porciones de la misma área de descarga que aún no han producido petróleo. Los depósitos ocurren en profundidad en un área donde el agua subterránea asciende pero no en puntos con gradientes particularmente bajos.

Un hecho básico que debe tenerse en cuenta (van Everdingen, 1968b) cuando se trata de la influencia de los principales sistemas de circulación en la acumulación de petróleo es la certeza de que las distribuciones potenciales hidrodinámicas actuales son de un origen geológico reciente. La topografía actual en el oeste de Canadá, por ejemplo, probablemente surgió a finales del Terciario. Durante los tiempos pre-Terciarios, las distribución de los potenciales deben haber sido diferentes por ninguna otra razón más que la ausencia de las áreas de recarga de alto relieve proporcionadas por las Montañas Rocosas. Puede ser necesario esclarecer los regímenes paleohidrogeológicos para comprender completamente las interacciones entre el flujo de agua subterránea y las acumulaciones de petróleo.

Implicaciones para la Exploración de Petróleo

Los resultados de Tóth (1970) y Hitchon y Hays (1971) son probablemente representativos del éxito alcanzado hasta ahora en relacionar los sistemas actuales de flujo de agua subterránea y las acumulaciones de petróleo. Las relaciones son discernibles pero no son generalizadas. Lo que debe quedar claro de esta discusión, sin embargo, es que en la búsqueda del petróleo la comprensión del sistema de flujo sub-superficial tridimensional existente y su génesis es de una importancia comparable al conocimiento de la estratigrafía y estructura de una cuenca sedimentaria. Hubbert (1954) señala que si las condiciones hidrodinámicas prevalecen, como casi siempre lo hacen, es importante que su naturaleza se determine en detalle, formación por formación sobre toda la cuenca para poder determinar mejor las posiciones de las trampas y otras acumulaciones de petróleo no se pasan por alto.

Hitchon (1971) agrega que las interpretaciones de la exploración geoquímica para el petróleo deben tener en cuenta los sistemas regionales de flujo de aguas subterráneas. También señala que, aunque la prospección de la superficie para el petróleo ha sido un tanto equívoca, la falta de éxito puede no recaer en un desglose fundamental de la secuencia lógica de sucesos entre la aparición del indicador en el campo petrolero y su aparición en superficie, sino más bien en la ausencia habitual de un examen cuidadoso de las posibles vías de flujo subsuperficiales por las que pueden llegar los hidrocarburos a la superficie.

11.3 Aguas subterráneas y procesos térmicos

A escala global, el régimen termal de la Tierra implica el flujo de calor de las capas más profundas del planeta hacia la superficie. El gradiente geotérmico que evidencia este régimen de flujo ha sido ampliamente medido por geofísicos involucrados en estudios del flujo de calor terrestre. En promedio, la temperatura aumenta aproximadamente 1°C cada 40 m de profundidad. Sin embargo, este gradiente está lejos de ser uniforme. En los primeros 10 m más o menos, las variaciones diurnas y estacionales en la temperatura del aire crean una zona que es térmicamente transitoria. Debajo de esta zona, los efectos de la temperatura del aire se amortiguan rápidamente, pero pueden presentarse gradientes geotérmicos anómalos de al menos tres maneras adicionales: (1) como resultado de las variaciones en la conductividad térmica entre las formaciones geológicas, (2) como respuesta a fuentes profundas de calor, geológicamente recientes ya sean volcánicas o intrusivas, y (3) debido a la redistribución espacial del calor por el flujo de agua subterránea. En esta sección examinaremos este tercer mecanismo en lo que se refiere al flujo natural de aguas subterráneas, sistemas geotérmicos y los regímenes térmicos que acompañan al emplazamiento del plutón.

Antes de examinar estos casos específicos, se presentan algunos comentarios puntuales en este orden. El flujo simultáneo de calor y agua subterránea es un proceso acoplado del tipo que se introduce en la Sección 2.2. El flujo de agua es controlado por el patrón de gradientes hidráulicos, pero también puede haber flujo adicional inducido por la presencia de un gradiente térmico [como se indica por la Ec. (2.22)]. El calor es transportado a través del sistema tanto por conducción como por convección. El transporte conductivo ocurre incluso en aguas subterráneas estáticas. Está controlado por la conductividad térmica de las formaciones geológicas y el agua contenida en los poros. El transporte convectivo sólo se produce en las aguas subterráneas en movimiento. Es el calor que va junto con el agua subterránea que fluye. En la mayoría de los sistemas el transporte convectivo excede el transporte conductor.

Es común distinguir entre dos tipos limitados de transferencia de calor convectiva. Bajo convección forzada, las entradas y salidas de fluidos están presentes y el movimiento del fluido se debe a las fuerzas hidráulicas que actúan sobre los límites del sistema. Bajo convección libre, el fluido no puede entrar o salir del sistema. El movimiento del fluido se debe a las variaciones de densidad causadas por los gradientes de temperatura. En el análisis de la convección forzada, los gradientes de densidad se ignoran y los efectos de flotabilidad se consideran insignificantes; en la convección libre el movimiento del fluido es controlado por los efectos de flotabilidad. El transporte de calor por los sistemas naturales de flujo de agua subterránea es un ejemplo de convección forzada. Los sistemas geotérmicos en los que se producen transiciones de fase agua-vapor suelen analizarse como convección libre. Muchos sistemas geotérmicos incluyen una combinación de ambos fenómenos. Se refiere a condiciones tales como convección.

Regímenes térmicos en sistemas de flujo de aguas subterráneas naturales

Consideremos una sección transversal vertical bidimensional a través de un sistema geológico que es térmicamente e hidráulicamente homogéneo e isotrópico. Examinemos primero un caso, como el que se muestra en la Figura 11.5 (a), en el cual las condiciones de agua subterránea son estáticas. Las cargas hidráulicas en todo este sistema serán iguales a z_0, la elevación del nivel de agua horizontal que es el límite superior del sistema. La Figura 11.5 (b) muestra el problema de valor límite que representaría el régimen de flujo de calor en estado estacionario para este caso. La temperatura, T_S, en la superficie superior es la temperatura media anual del aire. Los límites verticales están aislados contra el flujo de calor horizontal. El gradiente de temperatura dT/dz, en la base del sistema es igual al gradiente geotérmico G. Las isotermas resultantes son horizontales. Se espera que las temperaturas del agua subterránea en los 100 m superiores del régimen sean 1–2°C mayores que la temperatura media anual del aire, de acuerdo con el gradiente geotérmico uniforme.

Figura 11.5 Influencia de un sistema de flujo de agua subterránea regional simple, en las distribuciones espaciales de la temperatura en una sección vertical (SegúnDomenico y Palciauskas, 1973).

La Figura 11.5 (c) y (d), generalizan los resultados de Parsons (1970) y Domenico y Palciauskas (1973) quienes estudiaron la influencia de los sistemas regionales de flujo de agua subterránea en las distribuciones de la temperatura. Domenico y Palciauskas utilizaron soluciones analíticas para el problema de los valores fronterizos; Parsons usó soluciones numéricas y proporcionó pruebas de campo para apoyar sus hallazgos. La Figura 11.5 (c) es el sistema de flujo regional simple introducido por primera vez en el Capítulo 6. La Figura 11.5 (d) muestra como el régimen térmico es alterado por el transporte de calor convectivo. El gradiente geotérmico es mayor cerca de la superficie en las áreas de descarga que en las áreas de recarga. Este aumenta conforme se incrementa la profundidad en las áreas de recarga, y disminuye con el aumento de la profundidad en las áreas de descarga. Domenico y Palciauskas (1973) muestran que los efectos son más pronunciados en regiones de flujo en las que la profundidad de la cuenca es del mismo orden de magnitud que la extensión lateral y menos pronunciada en sistemas de flujo superficial de gran extensión lateral. Parsons (1970) demuestra que los efectos son mayores en los depósitos de alta permeabilidad, donde las velocidades de flujo de agua subterránea son mayores que en los depósitos de baja permeabilidad, donde las velocidades son pequeñas.

Cartwright (1968, 1974) ha descrito métodos por los cuales las temperaturas del suelo y las temperaturas de aguas subterráneas poco profundas pueden usarse en el campo para distinguir las áreas de recarga y las áreas de descarga y para la prospección de acuíferos poco profundos. Schneider (1962) demostró que las anomalías locales de la temperatura subsuperficial pueden ser usadas para detectar la infiltración de las fuentes de agua de superficie.

Stallman (1963), al presentar las ecuaciones de flujo para el flujo simultáneo de calor y agua subterránea, sugirió que la medición de los perfiles verticales de temperatura del agua subterránea podría proporcionar un método útil para estimar las velocidades del agua subterránea. Bredehoeft y Papadopoulos (1965) proporcionan una solución de las ecuaciones de Stallman para el flujo unidimensional, vertical y constante de agua subterránea y calor. Ellos brindan un conjunto de curvas modelo que permiten calcular las velocidades del agua subterránea a partir de los datos de temperatura. Si también se dispone de mediciones de carga, su método puede usarse para calcular conductividades hidráulicas verticales.

Sistemas geotérmicos

En los últimos años ha habido un interés considerable en el desarrollo de la energía geotérmica, y este interés ha llevado a una mayor investigación sobre la naturaleza de los sistemas geotérmicos. Elder (1965) y White (1973) proporcionan excelentes análisis de las características de las áreas geotérmicas y los procesos físicos asociados con ellas. Withrspoon et al. (1975) reseñan los diversos modelos matemáticos que se han propuesto para similar sistemas geotérmicos.

La energía geotérmica se captura eliminando el calor de las aguas calientes que se bombean a la superficie a través de los pozos. Los depósitos de interés práctico deben tener temperaturas superiores a 180°C, un reservorio con un volumen adecuado y una permeabilidad suficiente para asegurar el suministro continuo del fluido desde los pozos y a tasas adecuadas. Cuanto menos profundo sea el reservorio geotérmico, su explotación es económicamente más factible. Por esta razón, mucho interés se ha centrado en la comprensión de los mecanismos que pueden conducir a fluidos de alta temperatura a profundidades bajas. Ahora está claro que la situación suele producirse mediante sistemas de convección hidrotermal en los que la mayor parte del calor es transportado por fluidos circulantes. Se pueden prever dos mecanismos. El primero es el sistema de convección forzada sugerido por White (1973) y mostrado en la Figura 11.6 (a), mediante el cual un sistema de flujo local es recargado y descargado verticalmente a través de zonas de fractura de alta permeabilidad y calentando a profundidad durante la residencia en estratos más permeables. Esta configuración puede dar lugar a géiseres y aguas termales en la superficie en la zona de descarga. Donaldson (1970) ha escrito un modelo cuantitativo simple para la simulación de sistemas de este tipo.

El segundo mecanismo es uno de convección libre en un acuífero confinado en profundidad. Como se muestra en la Figura 11.6 (b), un sistema en el cual los límites superiores e inferiores de un acuífero son impermeables al flujo del fluido pero conductivos al flujo de calor, conducirá al establecimiento de celdas convectivas de flujo de fluido que distorsionan el gradiente geotérmico uniforme en el acuífero y crean puntos calientes y fríos alternados a lo largo del límite superior. Este tipo de flujo convectivo se ha conocido en la mecánica de fluidos pura desde principios de siglo. Su importancia para los procesos geotérmicos fue señalada a los geofísicos por Donaldson (1962).

Figura 11.6 Migración ascendente de agua caliente en reservorios geotérmicos poco profundos debido a (a) convección forzada a través de conductos de alta permeabilidad (White, 1973) y (b) convección libre en un acuífero confinado (Donaldson, 1962).

Independientemente del mecanismo que provoca el fluido caliente a poca profundidad, los sistemas geotérmicos pueden clasificarse (White, 1973) en sistemas de agua caliente y sistemas dominados por vapor. En el sistema de agua caliente, el agua es la fase continua en todo el sistema y, por lo tanto, proporciona el control de presión. En el tipo dominado por vapor, el vapor es la fase continua de control de presión, aunque hay un acuerdo general de que el agua líquida está generalmente presente también. Debido a que unos pocos sistemas geotérmicos producen vapor supercalentado sin ningún líquido asociado, los sistemas dominados por vapor son a veces llamados sistemas de vapor seco. La termodinámica de los sistemas geotérmicos de vapor y agua bajo convección libre y forzada es un tema avanzado de interés actual para los investigadores en hidrogeología.

Debido a que la configuración de las características necesarias para crear un campo geotérmico explotable ocurre con poca frecuencia, el recurso no parece ofrecer ningún tipo de panacea a los problemas energéticos del hombre. White (1973) resume la capacidad generadora de energía geotérmica del mundo a partir de 1972.

En aquellas áreas donde los recursos geotérmicos son económicamente significativos, hay mucha investigación continúa sobre la aplicación de modelos de simulación de flujo de calor/sistemas de flujo de fluidos. Mercer et al. (1975), por ejemplo, han desarrollado un modelo monofásico, bidimensional, horizontal, de elementos finitos para el acuífero de agua caliente en el sistema geotérmico de Wairakei en Nueva Zelanda. La esperanza futura es que modelos de este tipo puedan aumentar la eficiencia de la explotación de calor geotérmico ayudando en el diseño óptimo de los espaciamientos de pozos y las tasas de bombeo de manera similar a los modelos acuíferos convencionales discutidos en el Capítulo 8. Sin embargo, aún no está claro si se puede superar el gran gasto y la dificultad técnica de obtener los datos necesarios en sistemas calientes a gran profundidad. Hasta que se confirme su aplicabilidad en el mundo real, la simulación geotérmica sigue siendo una herramienta potencialmente poderosa pero aún no probada.

Emplazamiento del Plutón

Norton y Knight (1977) han estudiado un sistema de flujo de calor/ flujo de fluidos de considerable importancia geológica. Utilizaron un modelo matemático numérico para simular el régimen térmico después del emplazamiento del plutón en profundidad. La Figura 11.7 muestra el problema del valor límite que consideraron. El sistema está aislado contra el flujo de calor en la base y es conductor en los otros tres lados. El sistema es de convección libre, la región está rodeada en los cuatro lados por límites que son impermeables al flujo de fluido. Norton y Knight llevaron a cabo simulaciones transitorias que muestran el crecimiento dependiente del tiempo y la decadencia del régimen térmico anómalo. El lado derecho de la Figura 11.7 muestra el campo de temperatura 50,000 años después del emplazamiento de un plutón a 920°C en una roca huésped con un gradiente geotérmico inicial de 20°C/km.

Figura 11.7 (a) Temperatura y (b) circulación de fluido 50,000 años después del emplazamiento de un plutón a 920°C en una roca huésped con gradiente geotérmico inicial de 20°C/km. La permeabilidad de la roca huésped es de 10–11 cm2 (según Norton and Knight, 1977).

El campo es simétrico alrededor de la línea central. El lado izquierdo del diagrama muestra una de las dos celdas de circulación de fluido convectivas simétricas en el mismo punto en el tiempo. En el trabajo original, los autores también mostraron algunas líneas de ejemplo (Sección 2.8) que indican las trayectorias seguidas por partículas individuales de agua durante el evento transitorio. Concluyen que las aguas de los plutones naturales se alejan de sus puntos de origen a posiciones a varios kilómetros de distancia en unos pocos cientos de miles de años. Tal circulación fluida a gran escala es de gran importancia en la compresión de la génesis de los depósitos minerales hidrotermales que se asocian a menudo con ambientes plutónicos.

11.4 Agua subterránea y Geomorfología

Karst y Cavernas

Un paisaje que exhibe irregularidades en la forma de la superficie causadas por disolución de la roca es conocido como un paisaje kárstico, nombrado en honor a la característica Meseta del Kras en Eslovenia (antes Yugoslavia). Los paisajes kársticos usualmente están formados por calizas y con menor frecuencia por dolomitas, pero también se pueden desarrollar en áreas formadas por yeso o sal. Los procesos en rocas carbonatadas serán el foco de esta discusión.

Las irregularidades de la superficie terrestre en áreas kársticas son causadas por la remoción de masa de roca superficial y sub-superficial, mediante la disolución de calcita o dolomita. Las áreas kársticas normalmente desarrollan cavernas como resultado de disolución a lo largo de fracturas, planos de estratificación, u otras aberturas. En regiones kársticas extensas existen cavernas de miles de kilómetros, y alcanzando en algunos lugares hasta más de 1km de profundidad. En algunas partes del mundo, redes de cavernas existen en áreas donde la naturaleza kárstica del paisaje ha sido eliminada por procesos geomorfológicos más recientes, tales como glaciación o depósitos aluviales.

Thraikill (1968) afirma que las investigaciones realizadas por geólogos sobre cavernas en calizas ha llevado a tres generalizaciones en relación al origen de las mismas: (1) la mayoría de cavernas de calizas son el resultado de la disolución por aguas meteóricas frías, (2) muchas de estas cavernas fueron excavadas cuando la roca estaba completamente llena de agua, y (3) algunas de estas cavernas que se encuentran por debajo del agua exhiben superficies horizontales o una distribución horizontal de los pasadizos, que no están relacionados con la estratificación u otras estructuras de las rocas circundantes.

Es evidente que las calizas, al inicio del proceso de formación de cavernas, deben tener fracturas abiertas o planos de estratificación, o posiblemente poros bien conectados. De las innumerables fracturas abiertas y planos de estratificación en áreas kársticas, solamente algunas son ampliadas para formar pasadizos. Una combinación de factores causa mayores distancias de penetración del agua insaturada en calcita, en una pequeña cantidad de aberturas. Esto conlleva a la ampliación preferencial de estas aberturas, y por consiguiente, causa que un mayor flujo sea captado por los canales alargados. A través de la amalgamación de estos canales, el proceso de desarrollo de cavernas continúa.

La Figura 11.8 muestra un ejemplo de una caverna horizontal que corta a través de las fracturas y los planos de estratificación. Se cree que estas cavernas fueron formadas en zonas cuyo nivel de agua era muy superficial.

Figura 11.8 Perfil esquemático de las cavernas Lehman, Nevada (según Moore & Nicholas, 1964).

Esta situación es intuitivamente razonable cuando se considera el hecho de que la ampliación de canales o cavernas se logra mediante el flujo de agua subterránea insaturada con respecto a calcita. A medida que el agua fluye dentro de la roca, empezará a saturarse y tendrá menor capacidad para agrandar el canal de flujo.

El problema más difícil en la comprensión del origen de las cavernas es cómo explicar la ocurrencia de agua no saturada a distancias considerables desde la superficie. Como se indica en el Capítulo 7, se conoce a partir de experimentos de laboratorio que el agua en contacto con la piedra caliza alcanza rápidamente la saturación con respecto a los caudales naturales en caliza kárstica. Los experimentos de laboratorio de Howard y Howard (1967) son particularmente ilustrativos de este proceso. Thraikill (1968) ha concluido que la absorción de CO2 en el suelo tiene poca relación directa con la excavación de cavernas en la zona por debajo del nivel de agua. Las observaciones de las condiciones químicas del agua que baja a través de aberturas secundarias, por encima de la capa freática, indican que esta agua está típicamente saturada o sobresaturada con respecto a la calcita, a menudo como resultado de los efectos combinados de la disolución de calcita y el desprendimiento de CO2. Si este tipo de agua subterránea no es agresiva con respecto a la roca, nos enfrentamos a un dilema con respecto a la ampliación de los canales en la zona saturada. Para producir el agua no saturada necesaria, en zonas saturadas de poca profundidad, se han sugerido los siguientes mecanismos: 1) cambios en la temperatura del agua subterránea, 2) mezcla de aguas distintas, 3) inundaciones en corrientes superficiales o un rápido deshielo, causando una rápida recarga de agua subsaturada, y (4) producción de ácido a lo largo del flujo.

Se puede demostrar con ayuda del razonamiento geoquímico que cuando se mezclan algunos tipos de aguas saturadas de calcita, el agua mezclada es ligeramente subsaturada, siempre que las soluciones originales tengan diferentes presiones parciales de CO2 (Wigley y Plummer, 1976) o temperaturas (Thraikill, 1968). Debido a que el agua en niveles superficiales es comúnmente una mezcla de aguas de diferentes áreas de afluencia o zonas de fractura, y porque sólo se necesita agua subsaturada para excavar una caverna sobre el tiempo geológico, este mecanismo se cita a menudo en las discusiones de la génesis de cuevas. Sin embargo, ha resultado difícil obtener datos en el campo que corroboren esta teoría.

Thraikill (1968) indica que muchos de los procesos que se creen importantes en la excavación de cavernas operan más eficazmente durante las inundaciones. Indica que las formas de algunas cavernas sugieren que la ampliación más activa se localizó entre un nivel freático bajo y uno alto.

Moore y Nicholas (1964) sugieren que en algunos casos la oxidación de pequeñas cantidades de minerales de sulfuro, especialmente pirita, puede causar una disminución del pH del agua subterránea y, en consecuencia, crear un agrandamiento de la caverna mediante la disolución de la calcita. El oxígeno disuelto sería el agente oxidante más activo. Si este proceso ocurre, se podría esperar que se limite a las zonas poco profundas, donde el oxígeno disuelto en el agua subterránea es más abundante.

En resumen, el karst y las cuevas son quizás la prueba más dramática de la capacidad de las aguas subterráneas que fluyen para alterar la forma de la superficie terrestre y subsuperficial. No se requiere un conocimiento especial para reconocer que la piedra caliza es esculpida y excavada por agua químicamente agresiva. Sin embargo, está claro que una comprensión más completa de la génesis de las cavernas ofrece un amplio espacio para la aplicación de los conceptos hidrológicos y geoquímicos, que involucran complejas interacciones en el tiempo y el espacio. Holland et al. (1964), Howard (1964a, 1964b), Thraikill (1968) y Ford y Cullingford (1976) proporcionan discusiones más amplias de los procesos de crecimiento de fracturas y génesis de cavernas.

Desarrollo Natural de las Pendientes

Los procesos que conducen al desarrollo natural de la pendiente han sido descritos tanto cualitativa como cuantitativamente en gran detalle por Carson y Kirkby (1972). Ellos observan que cualquier morfología de la pendiente puede ser vista como el resultado de un proceso de dos pasos por el cual el material debe primero ser liberado del lecho rocoso por la meteorización, antes de que pueda ser movido pendiente abajo por una amplia variedad de procesos de transporte. El régimen de flujo subsuperficial saturado-insaturado en la ladera es un elemento importante en ambos pasos del proceso.

El desgaste de la roca madre en la base de un suelo es en gran parte un proceso químico. Los principios y modelos conceptuales descritos en los capítulos 3 y 7 proporcionan una base adecuada para comprender los procesos de disolución mineral que conducen a la formación del suelo. Carson y Kirkby (1972) señalan además que en las regiones húmedas la disolución química del material por las aguas subterráneas y su transporte pendiente abajo en solución puede ser por sí sola una forma importante de erosión de la ladera, en algunos casos del mismo orden de magnitud que todas las formas de erosión mecánica combinada. Las altas cargas disueltas de muchos ríos reflejan la eficacia de la remoción química como agente de transporte. Carson y Kirkby (1972) proporcionan una síntesis de los datos disponibles de los Estados Unidos que relacionan las concentraciones de carga disuelta en corrientes con las tasas medias de disminución de la superficie por solución. Para una cuenca hidrográfica en el sur de los Estados Unidos con una escorrentía media anual de 20 cm, una concentración media de soluto de 200 ppm en las corrientes medidas representa una tasa de denudación de 0,003 cm/año.

El transporte pendiente abajo del material por medios mecánicos se produce tanto como movimientos discretos de masas en forma de deslizamientos de tierra, depresiones y flujos de tierra, y como transporte de sedimentos en la escorrentía superficial. La influencia de las distribuciones de presión de poros creadas por los sistemas de flujo de la ladera sobre la ocurrencia de inestabilidad de la pendiente se trató en la Sección 10.1. Los conceptos y mecanismos de fallo descritos en un contexto geotécnico son igualmente válidos cuando se examina el papel de los deslizamientos como un proceso en la evolución de la forma de la tierra. No repetiremos aquí el tratamiento; más bien, siguiendo a Kirkby y Chorley (1967), examinaremos las implicaciones de los diversos mecanismos de generación de flujo, como se describe en la Sección 6.5, sobre los procesos de erosión superficial.

El análisis clásico de la erosión de las colinas es una extensión directa de los conceptos de Horton (1933) de la generación del flujo de corriente. El modelo de Horton supone la ocurrencia generalizada del flujo terrestre. En esto, la profundidad y la velocidad del flujo terrestre en una ladera aumentarán hacia abajo, debe haber algún punto crítico en el cual el flujo sea suficiente para arrastrar las partículas del suelo desde la pendiente. Debajo de este límite, los canales de la corriente se desarrollarán como consecuencia de esta erosión.

Kirkby y Chorley (1967) observan que el modelo de Horton es el más apropiado en laderas desnudas en regiones áridas. Sin embargo, en las laderas con vegetación en las regiones húmedas, la transferencia de la lluvia a la escorrentía por medio del flujo subsuperficial o por los mecanismos propuestos por Dunne y Black (1970a, 1970b), donde el flujo superficial está restringido a los humedales cercanos al canal, son más comunes de encontrar. En estas circunstancias, la erosión superficial debida al flujo terrestre se limitará a las tierras bajas adyacentes a los cursos de agua. La erosión aguas arriba de las corrientes tributarias se producirá mediante tuberías (Sección 10.2) en los puntos de salida de las vías de infiltración subsuperficial. La ubicación de estos puntos de infiltración está controlada en gran parte por la distribución subsuperficial de la conductividad hidráulica. De manera indirecta, la estratigrafía subsuperficial ejerce una fuerte influencia sobre la densidad y el patrón de la red de drenaje que se desarrolla en dicha cuenca. En resumen, las posiciones relativas de los humedales saturados, las diferentes áreas de fuente y las capas subsuperficiales que controlan la naturaleza de los procesos erosivos en una ladera en climas húmedos son un reflejo directo del régimen hidrogeológico saturado-insaturado subsuperficial.

Procesos fluviales

El enfoque clásico para el análisis del transporte de carga en los ríos desprecia por completo el efecto de las fuerzas de filtración en el lecho. Está bien establecido que los lechos de los ríos están perdiendo o ganando agua en términos de flujo subterráneo, pero no está claro si las fuerzas de filtración creadas por estos flujos desempeñan un papel significativo en los procesos del lecho y la evolución de la morfología del río. Esta pregunta ha sido abordada en un artículo de Harrison y Clayton (1970), pero sus resultados son algo equívocos.

La inspiración para su estudio fue un conjunto de observaciones sobre un río de Alaska en el que los autores notaron sorprendentes contrastes entre las porciones de la corriente que aceptan el agua subterránea influente y aquellas porciones que pierden agua por filtración efluente. La extensión de la corriente que gana transportaba guijarros y adoquines tan grandes como unas pocas pulgadas, mientras que la parte del río que pierde transportó sedimentos no más grandes que lodo o arena muy fina. La capacidad del tramo que capta agua, definida como el tamaño máximo de la partícula que experimentará movimiento incipiente a una velocidad de flujo dada, fue 500 veces mayor que la del tramo que pierde agua. Debido a que esta variación en la competencia no podría explicarse por las diferencias en la velocidad de la corriente, la pendiente del canal o el sedimento del banco, Harrison y Clayton concluyeron que las diferencias en los gradientes de infiltración en el lecho del río eran responsables del gran aumento en la competencia del tramo que gana. Esta conclusión parecía lógica, ya que la filtración hacia arriba en esta sección debería empujar los granos en el lecho del río, reduciendo su densidad efectiva y permitiéndoles ser transportados a velocidades mucho más bajas de lo normal.

Para probar esta hipótesis, se inició un estudio de laboratorio. Los resultados de los experimentos, contrariamente a lo esperado, mostraron que los gradientes de filtración tenían poca influencia en la competencia. El único efecto confirmado en los experimentos de laboratorio se refería a la infiltración descendente en canales con una gran carga de sedimentos en suspensión. Bajo estas condiciones, un sello de barro tendió a formarse en el lecho del río. Este cierre de lodo desalentó el arrastre del material del lecho en el área sellada. En retrospectiva, los autores concluyeron que las observaciones de campo de Alaska podrían ser explicadas por este mecanismo.

Vaux (1968) llevó a cabo un estudio de las interacciones entre el caudal y el flujo de agua subterránea en depósitos de lecho ribereño aluvial en un contexto completamente diferente. Su interés se centró en la tasa de intercambio entre el agua del río y el agua subterránea, ya que afecta el suministro de oxígeno en las áreas de desove del salmón. Utilizó un modelo analógico de agua subterránea para evaluar las características que controlan el sistema.

Procesos glaciales

La comprensión de las formas de los glaciares se logra mejor a través de un examen de los mecanismos de erosión y sedimentación que acompañan al avance y retroceso de los glaciares y las capas de hielo continentales. Hoy en día es ampliamente reconocido (Weertman, 1972, Boulton, 1975) que la presencia de agua en los poros de suelos y rocas que subyacen a una capa de hielo ejerce una influencia importante en su velocidad de movimiento y en su poder erosivo. La existencia de agua en la base de un glaciar es una consecuencia del régimen térmico que existe allí. El calor, suficiente para fundir el hielo basal, es producido por el gradiente geotérmico ascendente y por la generación de fricción de calor debido al deslizamiento.

Consideremos el flujo de hielo glaciar a través de la roca saturada y permeable. El movimiento del hielo glaciar involucra otra aplicación del concepto de Terzaghi de estrés efectivo como se presenta en la Sección 2.9. Las altas presiones de poros conducen a una tensión efectiva reducida en el límite hielo – roca y velocidades de avance rápidas. Una baja presión de poros conduce a un aumento de la tensión efectiva y a velocidades lentas de avance. Mecanismos similares se han considerado en la aplicación del criterio de falla de Mohr-Coulomb al análisis de los deslizamientos (Sección 10.1) y en la teoría Hubbert-Rubey de fallamiento inverso (Sección 11.1).

La erosión glacial se produce tanto por abrasión como por extracción. La abrasión del lecho rocoso superficial por deslizamiento del hielo es causada por la acción de molienda de los restos glaciales que se incrustan en el piso del glaciar. Su presencia allí es evidencia de las habilidades de extracción del hielo que fluye para arrancar el material de la roca fracturada y de los sedimentos no consolidados en otros puntos a lo largo de su trayectoria. En las zonas donde existen unidades subglaciales permeables, las presiones de fluido en estas capas pueden ejercer una influencia considerable sobre ambos mecanismos erosivos. Boulton (1974, 1975) proporciona un análisis cuantitativo del papel del agua subglacial tanto en la abrasión como en la extracción.

Clayton y Moran (1974) han presentado un modelo de proceso glacial que coloca el régimen de erosión glacial de una capa de hielo continental en el contexto de las relaciones entre el flujo glacial, el flujo de calor y el flujo de agua subterránea. Consideremos una capa de hielo que se mueve a través de una unidad geológica permeable (Figura 11.9). Muy atrás de los márgenes, donde el flujo de hielo converge hacia la base del glaciar, el agua libre, en vez del permafrost, debe estar presente en la base, y las presiones de agua en los poros pueden ser altas. Debido a que en esta zona el glaciar no se congela en su base, se produce su deslizamiento y la abrasión es el único modo de erosión. Cerca de los márgenes del glaciar, por otro lado, el flujo de hielo diverge de la base, las presiones de agua en los poros son más bajas, la capa de hielo es más probable que se congele hasta el piso, y el arranque de fragmentos de roca es el principal modo de erosión.

Figura 11.9 Interrelaciones entre el flujo glacial, el flujo de calor, el flujo de agua subterránea y la erosión glacial en los márgenes de una capa de hielo continental (según Clayton y Moran, 1974).

Moran (1971), y Christiansen y Whitaker (1976) proporcionan una descripción detallada de las diversas estructuras glaciotectónicas que pueden desarrollarse en depósitos glaciales debido a la inclusión de bloques a gran escala y fallas inversas en los márgenes de los glaciares. Entre los mecanismos sugeridos para la generación de grandes presiones de agua en poros que son una condición necesaria para el desarrollo de estas características son (1) el avance de la capa de hielo sobre la exposición de un acuífero sepultado, (2) el avance de la capa de hielo sobre detritos que contienen bloques de hielo enterrados, remanentes de un avance previo (3) la consolidación de sedimentos compresibles bajo la influencia de la carga de hielo, y (4) la formación rápida de una capa de permafrost en el momento de la glaciación. Estos dos últimos conceptos fueron discutidos por primera vez por Mathews y MacKay (1960).

11.5 Agua subterránea y mineralización económica

Las teorías modernas de la hidrología de aguas subterráneas aún no ha tenido una amplia aplicación en el campo de la exploración mineral. Sin embargo hay un gran potencial para su aplicación en al menos dos sentidos. En primer lugar, la génesis de muchos depósitos minerales económicos está estrechamente ligada a los procesos físicos y químicos que tienen lugar en el entorno hidrológico subsuperficial. Gran parte de la especulación sobre los modos de origen de diversos cuerpos minerales podría beneficiarse de los análisis hidrogeológicos que utilizan el enfoque del sistema de flujo del Capítulo 6 y los conceptos hidrogeoquímicos del Capítulo 7. En un segundo lugar está claro que muchas anomalías descubiertas durante la exploración geoquímica Podrían recibir una interpretación más completa si se invocara la teoría del flujo de agua subterránea en la búsqueda de la fuente. En las dos subsecciones que siguen, cada una de estas preguntas será examinada brevemente. Existe gran cantidad de literatura en el campo de la exploración de minerales y, aparte de algunos textos estándar, nuestra lista de referencias se limita casi exclusivamente a aquellos trabajos que se refieren a mecanismos o metodología hidrogeológicas.

Génesis de depósitos minerales

White (1968), Skinner y Barton (1973) y Park y MacDiarmid (1975) proporcionan un excelente conjunto de referencias recientes sobre depósitos minerales y su génesis. La lectura de las clasificaciones de los depósitos de mineral que presentan, deja claro que hay muy pocos tipos de depósitos que de alguna manera no implican fluidos subsuperficiales. La influencia directa del agua subterránea superficial es responsable del enriquecimiento supergénico en las áreas de recarga y de la depositación de caliches y evaporitas en las áreas de descarga. Los procesos residuales de erosión que llevan a las lateritas también implican procesos hidrológicos.

De lejos, los mecanismos genéticos más importantes que implican el flujo subsuperficial son los que conducen a depósitos hidrotermales. White (1968) resumió el proceso de cuatro etapas que conduce a la generación de un depósito de mineral que involucra un fluido hidratado. En primer lugar, debe haber una fuente de constituyentes de mineral, por lo general dispersa en un magma o en rocas sedimentarias; Segundo, debe haber disolución de los minerales en la fase acuosa; Tercero, una migración del fluido metálico; Y la cuarta, la precipitación selectiva de los constituyentes del mineral. White (1968) señala que las salmueras muy salinas de Na-Ca-Cl son disolventes potentes para metales como cobre y zinc. La prueba de que tales salmueras existen radica en el hecho de que se encuentran comúnmente en la exploración profunda del petróleo. Hay tres fuentes posibles para estas salmueras: magmática, congénica, y meteórica. Las aguas congénicas son aquellas aguas atrapadas en sedimentos en el momento de su deposición. Las aguas meteóricas son aguas subterráneas que se originaron en la superficie del suelo. Las aguas meteóricas de circulación profunda pueden alcanzar suficiente salinidad sólo a través de procesos secundarios como la disolución de evaporitas o la concentración de membrana (Sección 7.7). La precipitación de los yacimientos minerales es causada por cambios termodinámicos inducidos en la salmuera portadora bajo la influencia del enfriamiento, reducción de la presión, o reacciones químicas con las rocas huésped o fluidos huésped. Los procesos se comprenden mejor mediante el uso de cálculos de transferencia de masa del tipo iniciado por Helgeson (1970).

Con estos conceptos introductorios básicos en la mano, ahora limitaremos nuestra discusión adicional a la consideración de un tipo específico de yacimiento mineral que ha sido ampliamente atribuido a mecanismos que implican flujo de agua subterránea: depósitos de plomo-zinc-fluorita-barita del tipo Valle de Misisipi.

Los depósitos de plomo y zinc del Valle de Mississippi (White, 1968, Park y MacDiarmid, 1975) están estratos en rocas carbonatadas casi horizontales que carecen de estructuras tectónicas congruentes que podrían controlar su localización. Ocurren a profundidades muy bajas en áreas remotas de intrusos ígneos. La mineralogía es generalmente simple y no diagnóstica, con la esfalerita, la galena, la fluorita y la barita como minerales principales del mineral. Se ha propuesto una amplia variedad de orígenes para este tipo de depósitos, pero White (1968) concluye que la depositación de circulación profunda, calentada y salmuera congénita es el mecanismo más compatible con la temperatura disponible, la salinidad y los datos isotópicos.

Noble (1963) sugirió que la circulación de agua congénita pudo haber sido controlada por compactación diagenética de los lechos de la fuente. Las salmueras expulsadas de los sedimentos de esta manera serían transportadas a través de zonas transmisivas (Figura 11.10), que se convirtieron en los lugares de concentraciones de mineral más importantes. Las salmueras pueden haber contenido metales en solución antes del enterramiento, así como los metales adquiridos durante la diagénesis de los sedimentos que los rodean. La teoría de Noble es atractiva ya que proporciona un mecanismo integrado para la lixiviación de metales de una fuente dispersa, su migración a través del sistema geológico y su concentración en rocas carbonatadas de alta permeabilidad.

Figura 11.10 Sección idealizada que muestra el acuífero que transmite las salmueras mineralizadas de compactación de los lechos de la fuente (después de Noble, 1963).

McGinnis (1968) sugirió un giro en la teoría de Noble de que la compactación de los lechos de la fuente se realiza por la carga proporcionada por las capas de hielo continentales. En estas circunstancias, las salmueras sedimentarias se verían forzadas a descargarse cerca de los márgenes de las placas de hielo continentales de una manera similar a la descrita en la sección anterior en relación con la Figura 11.9. La inspiración para la explicación de McGinnis es la agrupación aparente de los depósitos del tipo del valle de Mississippi a lo largo de la extremidad más meridional de la glaciación continental y en el área sin derrames de Wisconsin.

Hitchon (1971, 1977) señaló que las piscinas de petróleo y los depósitos minerales en las rocas sedimentarias tienen varias características en común. Ambos son agregados de materia muy dispersa concentrados en sitios específicos donde las cargas físicas y químicas en fluidos portadores acuosos causaron la descarga. Él cree que el petróleo en el yacimiento de Zama-Rainbow en el norte de Alberta y los depósitos de plomo-zinc del tipo Mississippi Valley del cercano mineral de Pine Point podrían haber sido descargados secuencialmente del mismo fluido de formación. Ambos se localizan en la Formación del Río Débico Medio Devoniano, y Pino Punto está aguas abajo de Zama-Arcoiris en términos de los patrones de la carga hidráulica que actualmente existen en la Formación del Río Keg. Como evidencia independiente, Hitchon señala que el petróleo es un constituyente menor común en las inclusiones fluidas de los depósitos de plomo-zinc del valle de Mississippi.

Al concluir esta subsección, vale la pena señalar, como Hitchon (1976), que el agua es el fluido fundamental que relaciona genéticamente todos los depósitos minerales. Es el vehículo para el transporte de materiales en solución y participa en las reacciones que dan como resultado la disolución original de los metales y su precipitación final como mineral. Si cesara el movimiento del agua subterránea, el equilibrio químico y físico entre el agua y las rocas acabaría y no habría más oportunidades para la generación de depósitos minerales. En este sentido, la existencia de flujo subsuperficial es esencial para la génesis de los yacimientos minerales.

Implicaciones para la exploración geoquímica

Hawkes y Webb (1962) definen la prospección geoquímica como cualquier método de exploración mineral basado en la medición sistemática de una o más propiedades químicas de cualquier material natural. El material puede ser roca, suelo, sedimento del cauce, agua o vegetación. El objetivo de tal programa de medición es la detección de patrones químicos anormales, o anomalías geoquímicas, que podrían indicar la existencia de un cuerpo mineral.

Los patrones químicos anómalos en las aguas subterráneas o superficiales se denominan a veces anomalías hidrogeoquímicas. Los elementos metálicos más móviles, es decir, los elementos más fácilmente disueltos y transportados en agua y, por tanto, los más propensos a producir anomalías hidrogeoquímicas, son el cobre, el zinc, el níquel, el cobalto y el molibdeno (Bradshaw, 1975). El plomo, la plata y el tungsteno son menos móviles; Oro y estaño son prácticamente inmóviles. Debido al costo de la perforación, las aguas subterráneas rara vez se muestrean directamente, pero los manantiales y las áreas de descarga son ampliamente utilizados en la exploración geoquímica. La Figura 11.11 muestra los diversos tipos de anomalías geoquímicas que podrían esperarse que se desarrollaran en la vecindad de un cuerpo de mineral. El agua subterránea juega un papel importante en el aporte de iones metálicos a las zonas de concentración hidrogeoquímica en áreas de descarga y en sedimentos de lagos y arroyos.

Figura 11.11 Diagrama esquemático que muestra el desarrollo de anomalías geoquímicas en un área donde el lecho rocoso está sobreyacido por un suelo residual (según Bradshaw, 1975).

Tipos de anomalías: SL (R), anomalía residual del suelo; SP, anomalía de infiltración; SS, anomalía del sedimento de la corriente; LS, anomalía del sedimento del lago. La densidad de puntos indica la resistencia a la anomalía.

Geología: 1, roca madre; 2, suelo residual; 3, aluvión reciente.

Otros: OB, cuerpo mineral; PPM, partes por millón; % Cx, concentración extraíble en frío; →, dirección del flujo de agua subterránea.

Una de las aplicaciones más exitosas de las técnicas de muestreo de manantiales es la descrita por Geoffroy et al. (1967) en el distrito del plomo-cinc del Valle superior del Mississippi. Ellos muestrearon 3766 manantiales sobre un área de 1066 km2. Una interpretación de las mediciones indicó 56 anomalías de zinc. De éstos, 26 coincidió con depósitos de zinc conocidos, y la prueba de perforación de un pequeño número de las anomalías restantes confirmó la presencia de mineral de zinc en su vecindad. En el terreno carbonatado de esta zona, el muestreo de aguas superficiales es ineficaz debido a que los metales pesados precipitan rápidamente desde las aguas subterráneas a una distancia corta de su aparición en el medio ambiente superficial. De Geoffroy et al. (1967) concluyen que el muestreo de manantiales es el método geoquímico más satisfactorio en la búsqueda de cuerpos minerales de tamaño moderado en rocas carbonatadas.

Ha habido otros casos de programas exitosos de exploración geoquímica orientados al agua subterránea. Entre las conclusiones más interesantes se encuentran las de Graham et al. (1975), quienes encontraron que el flúor en las aguas subterráneas puede servir de guía para la mineralización de Pb-Zn-Ba-F, y Clarke y Kugler (1973), que defienden el helio disuelto en el agua subterránea como indicador del mineral de uranio. En una nota negativa, Gosling et al. (1971) informan que la prospección hidrogeoquímica para el oro en el frente de Colorado es poco prometedora.

Hoag y Webber (1976) sugieren que las concentraciones de sulfato en las aguas subterráneas son indicativos del ambiente de oxidación de los sulfuros que las producen, pueden utilizarse para estimar la profundidad de mineralización de los posibles cuerpos de mineral. Señalan que esta información podría ayudar a determinar qué tipos de exploración adicional serían más útiles para localizar posibles depósitos de sulfuro.

En todo esto, los recientes desarrollos en hidrogeología física y química que se han revisado en este libro, son sumamente pertinentes. Las tasas a las que los metales se toman en solución de los yacimientos a través del paso de agua subterránea son controladas por los principios introducidos en el Capítulo 3 y discutidos en el Capítulo 7. Los procesos de difusión, dispersión y retardación que acompañan su transporte por el sistema de aguas subterráneas son idénticos a los descritos en el capítulo 9 en relación con la contaminación de las aguas subterráneas. Tal vez la sugerencia más directa para la aplicación de la teoría del flujo de agua subterránea en la exploración geoquímica ha venido de R. E. Williams (1970). Sugiere que el muestreo hidroquímico inicial se limite a las áreas de descarga de los sistemas de flujo regionales. Una vez que se ha localizado una anomalía geoquímica, los caminos de flujo de agua subterránea que lo conducen se determinarán mediante el mapeo de campos hidrogeológicos y los métodos de modelización matemática introducidos en el Capítulo 6.

Lecturas sugeridas

CLAYTON, L., and S. R. MORAN. 1974. A glacial process-form model. Glacial Geomorphology, ed. D. R. Coates. State University of New York, Binghamton, N.Y., pp. 89–119.

DONALDSON, I. G. 1962. Temperature gradients in the upper layers of the earth’s crust due to convective water flows. J. Geophys. Res., 67, pp. 3449–3459.

HUBBERT, M. K. 1954. Entrapment of petroleum under hyrodynamic conditions. Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., 37, pp. 1954–2026.

HUBBERT, M. K., and W. W. RUBEY. 1959. Role of fluid pressures in mechanics of overthrust faulting: I. Mechanics of fluid-filled porous solids and its application to overthrust faulting. Bull. Geol. Soc. Amer., 70. 115–166.

THRAIKILL, J. 1968. Chemical and hydrologic factors in the excavation of limestone caves. Bull. Geol. Soc. Amer., 79, pp. 19–46.

WHITE, D. E. 1968. Environments of generation of some base-metal ore deposits. Econ. Geol., 63, pp. 301–335.