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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión impresa ISSN 0004-4822

Rev. Asoc. Geol. Argent. v.57 n.3 Buenos Aires jul./sept. 2002

 

Características isotópicas y termodinámicas de reservorio del campo geotérmico Copahue-Caviahue, provincia del Neuquén

H. O. Panarello

Instituto de Geocronología y Geología Isotópica, INGEIS-CONICET, Buenos Aires, Argentina. Pabellón INGEIS, Ciudad Universitaria, 1428-Buenos Aires, Argentina. E-mail: hector@ingeis.uba.ar.

RESUMEN. Se define al campo geotérmico de Copahue-Caviahue, situado en las cercanías del volcán homónimo en actividad, como dominado por vapor, con capas estratificadas conectadas por fracturas y buena permeabilidad vertical dentro del reservorio. El análisis de 2H y 18O sobre agua y vapor, los gases asociados, así como el estudio de la relación gas/vapor permitió probar la existencia de, al menos, dos capas productivas; la más superficial ubicada en aproximadamente 800-1000 m y la más profunda a más de 1400 m (medidas respecto del nivel tope del pozo). Las temperaturas, tanto geoquímicas como isotópicas se encuentran alrededor de los 200ºC y 250ºC respectivamente. El análisis del 13C, N2, Ar y He, permitió caracterizar a estos gases asociados como principalmente magmáticos.

Palabras clave: Isótopos estables. Dominado por vapor. Copahue. Campo geotérmico.

ABSTRACT. Isotopic and thermodynamic reservoir characteristics of the Copahue-Caviahue geothermal field, Neuquén province. Argentina. The geothermal field of Copahue-Caviahue, situated in the neighboring of an active volcano, has been defined as a vapor dominated field, with stratified layers, connected by fractures, with good vertical permeability within the reservoir. 2H and 18O analyses done on vapor, water, associated gas analysis and the study of the gas vapor ratio, allowed to prove the existence of at least two productive layers, the shallower at ca. 800-1000m and the deeper at more than1400m (both bellow the well top level). Isotopic and geothermometric temperatures round 200ºC and 250ºC respectively, 13C, N2, Ar and He analyses have let us to characterize the origin of geothermal gases as mainly magma derived.

Key words: Stable isotopes. Vapor dominated. Copahue. Geotermal field.

Introducción

Durante la segunda mitad de la década de 1980 y los primeros años de 1990 se llevaron a cabo estudios geoquímicos e isotópicos en la zona de Copahue con el objeto de establecer el origen de los fluidos geotermales y las características del reservorio geotérmico. La mayoría de la información obtenida se compiló en informes internos del proyecto ARG-3988/IG (D´Amore et al. 1988; Panarello et al. 1986; Sierra et al. 1986) o se dio a conocer parcialmente en inglés (Sierra et al. 1992) como Documento Técnico del Organismo Internacional de Energía Atómica (OIEA), institución que financió las investigaciones. Lamentablemente esta es una colección de circulación limitada a especialistas internacionales, que prácticamente no se conoce en el país.
Por lo expuesto, se considera oportuno publicar una revisión crítica en español de los resultados, así como aportes al problema, surgidos de una evaluación detallada, la incorporación de nuevos datos y la reelaboración de la información existente.

Breve reseña geológica

El Centro Volcánico Copahue se ubica en la Cordillera de los Andes, a 360 km ONO de la ciudad de Neuquén (Fig. 1). Forma parte del arco volcánico relacionado al margen activo andino, compuesto por centros efusivos de edad cenozoica, con una extensión de aproximadamente 220 km, limitada al norte por los lineamientos de Navahue y al sur, los lineamientos de Pino Hachado.


Figura 1: Croquis simplificado del sistema Copahue-Caviahue y localización aproximada de las muestras.

La actividad volcánica de estos centros comenzó durante el Mioceno (Muñoz et al. 1989; Linares et al. 1999) y se estableció dentro de campos de tracción que se produjeron en la zona de subducción. La actividad ígnea se caracterizó por series calcoalcalinas y shoshoniticas (Pesce 1989).
El volcán Copahue se encuentra aproximadamente en el centro de esta zona y alcanza 2997 m sobre el nivel del mar. La elevación de su base ronda los 2200 m sobre el nivel del mar. Su estructura se asienta sobre un basamento que aflora del lado Chileno, consistente en rocas sedimentarias y volcánicas de la Formación Trapa-Trapa. Sobre este basamento yacen rocas de la Formación Hualcupén, compuestas por basandesitas grises y rojas y andesitas potásicas intercaladas con brechas y conglomerados volcánicos, constituyendo probablemente un gran estratovolcán de pendiente suave. De acuerdo con Niermayer y Muñoz (1983) la columna estratigráfica tendría un espesor de alrededor de 1900 metros.
La evolución del Complejo Efusivo Copahue-Caviahue comenzó en el Mioceno superior. En el mismo se diferencian tres épocas eruptivas principales: una asociada al antiguo estratovolcán mioceno, otra la denominada Formación Las Mellizas, considerada según algunos autores la expresión de un aparato volcánico sobreimpuesto (Pesce, 1989, JICA, 1991) y una última representada por el Volcán Copahue. Asociados a cada una de estas épocas se encuentran otros episodios volcánicos, cuya descripción puede hallarse en Pesce (1989), JICA (1991), Mas (1993), Delpino y Bermúdez (1993) y Linares et al. (1999). En este trabajo se utilizará como base la volcanoestratigrafía propuesta por Pesce (1989), dado que la misma fue la empleada como referencia para la realización de los estudios.
El episodio volcánico más importante desde el punto de vista geotérmico es el colapso del antiguo estratovolcán, que origina una caldera extensa con la aparición de flujos piroclásticos, representados por tobas escoriáceas y lapillíticas. Luego de este episodio, se sobreimponen las unidades volcánicas de la Formación Las Mellizas, cuyas rocas de composición andesítica y basandesítica, junto con brechas tobáceas, conglomerados volcánicos y piroclastitas, cubrieron la parte interior de la caldera del lado argentino y la parte externa de la misma en el lado chileno. Esta unidad es la que constituye el reservorio geotérmico en explotación.
El volcán Copahue, última expresión en la evolución del Centro Volcánico, se formó sobre la unidad descripta anteriormente, en el margen oeste de la caldera, dentro de lo que Pesce (1989) ha denominado cráter de explosión del centro efusivo Las Mellizas.
Sobre su base se emplaza un pequeño centro de composición shoshonítica. Las rocas del volcán son mayormente lavas andesíticas, piroclastitas y basandesitas potásicas. El volcán ha tenido manifestaciones recientes de actividad, reseñadas por Delpino y Bermúdez (1993) y Mas (1993).
Lo expuesto es suficiente como marco geológico para este trabajo. Sin embargo se pueden encontrar nuevos aportes a la Geología en Mazzoni y Licitra (2000) y Folguera y Ramos (2000).

Materiales y métodos

Para la realización de este estudio se recopiló la información disponible en el Ente Provincial de Energía del Neuquén (EPEN), consistente en informes de consultoras, registros obtenidos durante la perforación de los pozos existentes en ese momento, COP-I. COP-II, así como las curvas de producción, presión y temperatura de los mismos (COPADE, 1982; COPADE y Latinoconsult, 1981; Jurío, 1977). En varios viajes de campo durante el período 1985-1993 se colectaron muestras para la determinación de componentes químicos (pH, alcalinidad, iones mayoritarios, Fe2+, Fe3+, SiO2 y Li+) de la fracción líquida, así como los gases acompañantes entre los que se cuentan CO2, H2S, H2, CH4, N2, Ar, He y CO. Asimismo, se determinó el contenido de isótopos estables (2H,18O) y 3H, en condensados de vapor, aguas frías y calientes. En muestras seleccionadas se midió 13C del CO2 para investigar el origen de los gases del reservorio. Los análisis isotópicos se realizaron en el INGEIS, a menos que al citarlos se indique lo contrario (Cuadro 1a, b y c)

a)

 b)

c)


Cuadro 1A : a, Composición isotópica, altitud, temperatura y estado de agregación de aguas del muestreo de 1985. b, Composición isotópica del vapor de los pozos en distintos muestreos. c, Composición química de aguas frías y calientes.

Expresión de los resultados

Los análisis químicos se expresan en mg l-1. Los enriquecimientos isotópicos en desviaciones (δ) respecto de un patrón internacional, definidas como sigue:

Donde δ puede ser δ18O, δ2H o δ13C, R denota la relación isotópica 18O/16O, 2H/1H o 13C/12C, el subíndice M a la muestra y el P al patrón internacional i.e. V-SMOW para δ18O y δ2H y V-PDB para δ13C.
Los niveles de 3H se informan como unidades de tritio (U.T.) que corresponde a:

Resultados

Línea de aguas meteóricas

Como lo establecieran Panarello et al. (1988), las muestras de agua fría colectadas en el área de estudio se ubican siguiendo la recta meteórica promedio mundial definida por Craig (1961), i.e.:

δ2H = 8 δ18O + 10‰, (Fig. 2)


Figura 2: Aguas frías y aguas calentadas por gases geotérmicos junto a la recta meteórica promedio mundial.

Las denominadas aguas calientes, que se encuentran en la zona de termas, no tienen origen profundo, así lo indica su composición isotópica y química. Son aguas de un acuífero libre superficial que aumentan su temperatura por el pasaje de gases calientes provenientes del reservorio geotermal. Su contenido químico e isotópico no difiere de las aguas frías de la misma zona.
En el mismo trabajo (Panarello et al., 1988) se demuestra que no existe una buena correlación entre la composición isotópica y la altitud debido entre otras causas, a que la precipitación es principalmente nival y existe una incertidumbre importante en la determinación del área de captación de los manantiales. Además, las masas de vapor que producen la precipitación, provienen generalmente del lado oeste de la Cordillera de los Andes, dejando la mayor parte de la humedad sobre la montaña del lado chileno.
El vapor remanente, que atraviesa la cordillera, empobrecido, en su evolución hacia el Este encuentra un gradiente topográfico descendente que lleva a valores más negativos a medida que la altitud decrece.

Olletas calentadas por vapor (steam heated pools, O.C.V.)

De acuerdo a Giggenbach y Stewart (1982), es posible relacionar el contenido isotópico de las olletas calentadas por vapor con parámetros del reservorio profundo.
Los citados autores demuestran en su trabajo que el vapor y los gases que fluyen constantemente a través de las olletas modifica la composición isotópica de las mismas de acuerdo al enriquecimiento que tiene el fluido original y que está estrechamente vinculado al intercambio de oxígeno-18 entre la roca reservorio y el vapor Δrw).
La abundancia de este tipo de manifestaciones geotermales en la Villa Copahue, que se producen por el calentamiento de aguas superficiales por vapores que escapan del reservorio a través de pequeñas fallas, grietas y fisuras dando lugar a aguas calientes de carácter sulfatado, permitió obtener un número suficiente de muestras para sustentar los resultados de este estudio. En las mismas se determinaron los principales aniones así como los isótopos del oxígeno e hidrógeno (Cuadro 3).
De acuerdo a Giggenbach y Stewart (1982) el grado de corrimiento del 18O(Δrw), se puede relacionar a la temperatura de reservorio con la pendiente de la recta δ2H vs. δ18O de la siguiente forma:

Δrw = (50/σ) -14 ‰

donde:

En la figura 3 se puede observar el gráfico δ2H vs. δ18O de las O.C.V. junto con la recta meteórica promedio mundial.


Figura 3: Diagrama de la composición isotópica del agua de olletas calentadas por vapor.

En la intersección de ambas líneas se encontraría la composición isotópica del agua de la recarga δ18O=-11,2 ± 0,4; δ2H= -80 ± 5. La irregularidad mencionada en el efecto de altitud i.e. la inversa y pobre correlación con la misma, no permiten determinar de donde proviene esta agua con la precisión suficiente. Los puntos de las distintas O.C.V. se alinean muy bien, con un coeficiente de correlación r2 =0,984 (r2 =0,999, si se elimina P4). El valor calculado por regresión de la pendiente es σ = 3,122, con lo que resulta Δrw=2,01 ‰.

Cálculo de las condiciones fisicoquímicas en el reservorio

El diagrama FT-HSH.

Como se muestra en la figura 4, a partir de los perfiles de presión estática y temperatura del pozo COP-I, se pueden diferenciar dos zonas productivas principales en el reservorio. La primera entre los 800-1000 m, con una temperatura entre 195-200ºC y la segunda debajo de los 1400 m, cuya temperatura alcanza los 250ºC y una presión de 4 MPa. El acceso a esta última zona se perdió debido a que el pozo colapsó. Esta información luego se comparará con la obtenida de datos químicos e isotópicos.

 


Figura 4: Diagrama de temperatura y presión vs. profundidad del pozo COP-I.

En el diagrama FT-HSH (Fig. 5) (D´Amore y Truesdell, 1985) se grafican todos los datos de los análisis de gases propios (Cuadro 4) así como las relaciones gas/vapor para calcular la temperatura (TºC) y la fracción de vapor en el reservorio (Y) simultáneamente [ver apéndice].

 
Figura 5: Diagrama FT vs. HSH que muestra la evolución temporal de la temperatura y la fracción de vapor en los pozos perforados. 

 
Cuadro 4: a, Parámetros del reservorio obtenidos a partir de la medición de la presión de CO (11,86). b, Parámetros del reservorio obtenidos a partir de una temperatura prefijada (sin análisis de CO)

Se debe tener en cuenta que el cálculo de la relación gas/vapor no es todo lo preciso que se desea, debido a que a menudo las determinaciones se hicieron con el pozo sin estabilizar y porque asimismo, el método utilizado refleja una situación local y no la del reservorio en su conjunto ya que está basado en la relación gas/vapor en el radio de influencia del pozo.
La ventaja estriba en que no es necesario medir la concentración de CO para calcular las temperaturas y el método recrea una evolución histórica aproximada.
El pozo COP-I al principio de su producción (1982) muestra una temperatura de 175ºC y se calcula una fracción de vapor unitaria (Y=1). Esto se interpreta como una "capa de gas" similar a la observada en el campo geotérmico "The Geysers" (Box et al., 1987). Dicha capa, probablemente se consumió durante el primer mes de producción (Fig. 6a).


Figura 6: a, Evolución de la producción vs. la composición isotópica del oxígeno pozo COP-I. b, Evolución temporal de la relación gas a vapor (g/v) de los pozos COP-I y COP-II.

El resultado obtenido en febrero de 1985 donde T= 195-200ºC e Y=0,7 es consecuencia de la pérdida de la capa de gas y el comienzo de la producción a partir de un sistema bifásico.
Luego, el rendimiento del pozo cayó a un 40% con un enriquecimiento isotópico del oxígeno, indicando que el reservorio más superficial comenzó a agotarse siguiendo un proceso de destilación tipo Rayleigh en las vecindades de 200ºC donde el factor de fraccionamiento del hidrógeno se aproxima a la unidad, por lo que el δ2H permanece casi constante. El pozo se cierra (Fig. 5 y Fig. 6a).
En noviembre de 1986, cuando el pozo se reabre luego de haber estado cerrado durante 10 meses, se calcula una temperatura de 200-205ºC y una Y=0,25. Esto se explica como la contribución de un líquido residual de la explotación precedente. El valor de la temperatura no implicaría una contribución del reservorio más profundo. Esta hipótesis coincide con el valor más enriquecido de 18O; asimismo el valor de la concentración de H2S es la misma que en 1982/1985 (0,4-0,5%).
En abril de 1987 se observó un fuerte incremento en el contenido de H2S (1,0%). La temperatura calculada, 245-250ºC con una Y=0,45 y un retorno a valores más negativos de 18O, corresponden a una disminución del líquido residual (el caudal también declinó) y a la existencia de una contribución del reservorio más profundo. La baja en el rendimiento se produce debido a que la conexión entre ambos reservorios no es buena, primero migra el líquido residual y luego el vapor y el gas profundo (Fig. 6a).
El pozo COP-II producía en marzo de 1986 con una temperatura de 200ºC y una fracción de vapor unitaria (Y=1), similar al pozo COP-I al principio de su producción, correspondiendo al reservorio más superficial. El pozo fue cerrado.
En noviembre de 1986 cuando el pozo es reabierto, suponiendo una relación gas/vapor (g/v)= 1,6 10-3 se pudo calcular una temperatura de 235ºC y una fracción de vapor, Y=0,03. Este valor no corresponde a una "capa de gas" sino a un líquido residual caracterizado por un alto valor de 18O y a una contribución de gas y vapor del reservorio más profundo.
En abril de 1987 se observó una fuerte disminución del caudal. Se calculó una temperatura de 235ºC y una Y= 0,35. Considerando el error analítico los pozos COP-I y COP-II exhiben el mismo origen local, principalmente de la contribución profunda (vapor y gas). Asimismo, el valor del 18O se tornó más negativo indicando que el líquido residual había sido agotado rápidamente (D´Amore y Pruess, 1985). La Fig. 6b muestra la evolución de la relación gas/vapor vs. elδ18O de los pozos COP-I y COP-II. La evolución de ambos ("capa de vapor") hasta noviembre de 1986, fecha en que fueron reabiertos sigue una línea recta.
La Fig. 72H vs. δ18O) muestra la evolución isotópica del pozo COP-I desde su inauguración hasta que fuera reabierto en noviembre de 1986.


Figura 7: Composición isotópica de los pozos geotérmicos y Las Maquinitas. Se colocó como referencia la recta meteórica mundial.

El COP-I sigue una línea con una pendiente de alrededor de 200ºC y luego los valores se tornan más negativos. La misma evolución se observó para el COP- II, pero con una pendiente de 210-220ºC en intervalos más cortos, sugiriendo que el reservorio más superficial es asimismo más pequeño. Los análisis de gases de Las Máquinas y Las Maquinitas, presentados por Martini et al. (1997) se han agregado a los obtenidos para este estudio. La tendencia al aumento de la concentración de CO2, la disminución de la relación H2/CH4 y el drástico descenso de la concentración de hidrógeno, que produce a su vez la baja de la relación H2S/H2, conlleva a pensar que en los años posteriores a nuestro muestreo ha ocurrido un descenso de la temperatura y la fracción de vapor del reservorio que alimenta a estas manifestaciones ha descendido a un valor cercano a cero.

Otras herramientas de cálculo

La presión de CO

Por medio de los análisis químicos de los gases muestreados en noviembre de 1986, se pueden calcular importantes parámetros fisicoquímicos si se usa la metodología propuesta por D´Amore et al. (1986) y Saracco y D´Amore (1989). Ellos son: temperatura mínima (Tmin), Temperatura máxima (Tmax), presión de CO2 (PCO2), fracción de vapor (Y), relación entre el gas total y el agua (g) y las condiciones redox del reservorio (PO2 y PS2).
En el cuadro 4a se exhiben las temperaturas máximas y mínimas calculadas por medio del análisis de la presión de CO. Se observa que todas las muestras presentan la temperatura del reservorio más superficial, excepto COP-II que ya estaba produciendo de la capa más profunda.
El cuadro 4b exhibe los valores máximos de T y g (método sin CO a temperatura prefijada). Para cada muestra se obtienen dos valores de temperatura: la sin CO (*) es la supuesta con la cual g es un máximo. Los valores de la relación gas/agua total en el reservorio tiene dos significados de acuerdo con la temperatura considerada. La correspondiente a Tmax representa una evaporación casi total en el reservorio, por ejemplo en el COP-I es similar a la relación gas/vapor medida en la cabeza del pozo. La máxima temperatura calculada por otros métodos en noviembre de 1986 para el pozo COP-I es de 200ºC. Por el contrario, para el COP-II, Tmax = 270ºC toma en cuenta la contribución más profunda. Un valor de Y=0,046 completa las condiciones imperantes en el reservorio más profundo (1400 m).

"Las Maquinitas" y "Las Máquinas", tienen una Tmax= 208216ºC indicando que la contribución principal es del reservorio más superficial, mientras que en área de las Termas de Copahue el valor de Tmax= 245ºC indica una fuerte contribución profunda.

El diagrama PCO2 vs T

Usando el diagrama PCO2 vs. T (Fig. 8) con datos del muestreo de noviembre de 1986 de "Las Maquinitas", COP-I y COP-II se puede notar que los puntos se alinean en la recta de equilibrio:

Ms (+ minerales arcillosos) + Cal   + Qtz    Û   K-Fs   + Czo                 (Xps=0.275)
Muscovita                + Calcita + Cuarzo      Û   Feldespato potásico + Clinozoisita

en completo acuerdo con la litología observada por encima de los 850 m (Mas, 1993). Las abreviaturas son las sugeridas por Krets (1983).


Figura 8: Presión de vapor vs. Temperatura y las curvas de equilibrio de algunos minerales seleccionados, presentes en el sistema. (saturación del calcita para varios pHs). Las abreviaturas se tomaron de Kretz (1983).

Suponiendo la PCO2 calculada usando la relación gas/vapor de 1987 y una temperatura de 250ºC, se obtiene una ecuación de equilibrio donde la PCO2 estaría controlada por el equilibrio de alteración de los minerales del grupo del epidoto: (Czo y Prh) cruces en el diagrama.

Hipótesis sobre el origen de los gases

Los δ13C obtenidos en manifestaciones y pozos en 1985 son los siguientes:

                                Localidad                       δ13C ‰
                                Las Máquinas                 -10,7
                                Las Maquinitas                -6,8
                                COP-I                            -10,9

Estos valores son típicos de zonas volcánicas activas (Exley et al.,1986) donde pueden haberse producido reacciones del tipo de la siguiente:

CaCO3  + SiO3- + 2H+ Û CO2 + CaSiO3 + H2O

Calcita   + Silicato Û Dióxido de carbono + Wollastonita

Esta reacción produce un fraccionamiento isotópico que lleva la calcita remanente a valores empobrecidos, dependiendo el corrimiento del grado de avance de la reacción. Los valores obtenidos se ajustan a este esquema.
Si se consideran las proporciones relativas de N2, Ar y He se puede inferir el origen posible de los gases de acuerdo a lo siguiente:
1. La relación N2/Ar de todas las manifestaciones y pozos muestreados varían entre 300 y 1000. El valor en el agua meteórica que recarga el sistema es de 40. Por lo tanto se puede decir que el N2 y Ar no son de origen atmosférico.
2. En el diagrama de la figura 9 los puntos correspondientes a las muestras analizadas indican una fuerte contribución magmática que puede explicar también el origen primario del N2.
3- Los datos posteriores (Martini et al., 1997), si bien presentan cambios en las concentraciones absolutas de los gases no reactivos, no muestran diferencias significativas con los resultados hallados en este estudio (Cuadro 2).

Cuadro 2: a, Análisis de gases de las principales manifestaciones naturales. b, Análisis de gases de los pozos geotérmicos.


Figura 9: Diagrama triangular que vincula las concentraciones de nitrógeno, Helio y Argón como determinantes del origen de los gases geotermales. En todos los casos, pero principalmente en el COP-II se observa una fuerte componente magmática.

Conclusiones

Basándose en las consideraciones químicas e isotópicas así como en los datos de producción, se pueden establecer las siguientes conclusiones:
-Copahue es un típico campo geotermal dominado por vapor, donde la presión del reservorio está determinada por un sistema bifásico (líquido-vapor).
-Este tipo de reservorio fue propuesto teóricamente por D´Amore y Truesdell (1979), corroborado experimentalmente mediante perforaciones profundas en el campo geotérmico The Geysers, por Box et al. (1987) y se caracteriza por ser un sistema estratificado.
-El reservorio está constituido por varias capas productivas, separadas por zonas de baja permeabilidad.
-Las capas productivas tienen propiedades fisicoquí-micas y de producción diferentes (Fig. 10a, b).


Figura 10: Modelo que resume la evolución y las principales características del reservorio geotérmico de Copahue. a, Al principio de la producción. b, Producción de capas más profundas.

-En el campo geotérmico Copahue-Caviahue, se pudieron establecer las siguientes características para el primer reservorio:

                Profundidad                         850 - 1000 m
                T (boca de pozo)                 200 - 215ºC (excl. el gas primario)

                Y                                        0,06 - 0,2
                PCO2                                  50 kPa

-Los datos de producción de los pozos COP-I y COP-II indican que el sistema se ha deprimido rápidamente.
-El reservorio más superficial tendría una permeabilidad lateral baja, por eso el fluido original cerca del pozo COP-I bajó su presión rápidamente, así como bajaron su relación gas/vapor y su descarga debido a la explotación (salida libre). También mostró un importante enriquecimiento isotópico principalmente en 18O y una relativa pérdida de gases solubles.
-Después de la reapertura en noviembre de 1986, los pozos COP-I y COP-II el primer fluido producido por el COP-I se originó en un líquido local residual (condensado) que migraba lateralmente hacia el pozo. En el caso del COP-II, una fuente profunda de gas y vapor contribuía a la producción.
El líquido local se consumió rápidamente y luego de 5 meses ambos pozos exhibían características comunes atribuidas a la producción de la capa más profunda (debajo de 1400m) con los siguientes parámetros termodinámicos:

                Temperatura                             250 -260ºC
                T del vapor descargado             200 -220ºC

                Fracción de vapor                     0,03 - 0,05

                Relación G/V                           (1,62 - 2,43)10-3
                PCO2                                      100 -200 kPa
                H2S/H2                                                > 1
                δ18O                                        -10,0 ‰

-En el diagrama FT-HSH, el pozo COPIII tenía en el año 1991 valores intermedios a los del COP-I en 1986 y el mismo pozo en 1987 (Fig. 5).
El número importante de análisis y la alta precisión analítica permitió distinguir claramente dos capas productivas, calcular las condiciones dentro del reservorio y reformular el modelo de Panarello et al. (1988).
-Los análisis de gases no reactivos, obtenidos en 1986 y posteriormente por Martini et al. (1997) confirman el origen magmático-andesítico de los mismos. Asimismo, los valores isotópicos del carbono del CO2, concuerdan con los obtenidos en sistemas volcánicos por reacciones de metamorfismo a temperaturas elevadas.
Estas conclusiones se obtuvieron previamente a la perforación del tercer pozo de exploración (COP-III) que alcanzó los 1065 metros de profundidad y produjo vapor y gas de acuerdo con lo predicho con la información geoquímica obtenida previamente en los otros dos pozos y las manifestaciones naturales.

Agradecimientos

El autor dedica este trabajo a la memoria de Franco D´Amore quién fuera uno de los más grandes investigadores en el campo de la geotermia. Asimismo, agradece al Dr. H. Ostera, al Ing. J.L. Sierra, el Dr. J.L. Mas, al Lic. M.O. Gingins y a la Ing. G. Pedro por las sugerencias y datos suministrados, por último al personal del laboratorio de isótopos estables del INGEIS por los análisis realizados y las sugerencias que aportaron.

Apéndice: justificación teórica de algunas aplicaciones

El diagrama FT- HSH

Se parte de dos reacciones de equilibrio químico que involucran las especies químicas medidas más comúnmente (H2, H2S, CO2 y CH4), respecto al H2O). P.ej.:

CH4 + 2 H2O    Û      4H2 + O2                  (1)
    H2 + 3/2FeS2    Û      H2S + 1/2Fe3O4        (2)

Aplicando la ley de acción de masas a estos equilibrios y siguiendo las consideraciones de Giggenbach (1980), D´Amore y Truesdell (1985,1988), se pueden obtener las dos ecuaciones siguientes:

4 log (H2/H2O) - log(CH4/CO2) = -15,350 - 3952,8 /T + 4,635 logT + f1(y, Bi) = FT         (3)
3 log (H2S/ H2O) - log (H2/ H2O) = -6,231- 6223,0 /T - 0,412 logT + f2 (y,Bi) = HSH         (4)

donde FT y HSH son los símbolos que se usan como coordenada Y y X en los diagramas. La temperatura esta dada en K, e y es la fracción de vapor in situ. Y tendrá un valor positivo cuando una fracción de vapor esté en equilibrio con una fase líquida y negativa si esa fracción de vapor se perdió en forma irreversible desde el líquido original (Giggenbach, 1980; D´Amore y Truesdell (1988).

En un sistema bifásico como el de Copahue se tiene, que si Bi son los coeficientes de distribución de la especie "i" entre el vapor y el líquido:

f1(y, Bi) = 4 log [y+(1-y) / BH2 + log [y + (1-y) / BCO2] - log [y +(1-y)/BCH4]         (5)
f2 (y,Bi)) = 3 log [y+(1-y) /BH2S] + log [y + (1-y) / BH2 ]         (6)

A partir de los valores simulados de la fracción de vapor y temperatura se puede calcular la saturación de líquido Sl in situ.

Sl = (1-y)vl / [yvs + (1-y) vl]         (7)

Donde vl y vs son los volúmenes específicos del agua líquida y vapor respectivamente.

La solución gráfica del sistema dado por las ecuaciones 3 y 4 genera un diagrama en que los parámetros químicos FT y HSH se representan como coordenadas, mientras que los parámetros físicos T e y generan una grilla dentro del diagrama. Este sistema se ha empleado con éxito en sistemas con fracciones de vapor positivas y negativas (Giggenbach, 1980; D´Amore et al., 1993)

Método basado en el contenido de CO

Se usa una técnica química para calcular los parámetros físicos de los fluidos en el reservorio, usando las concentraciones de CO con otras especies reactivas en el gas seco. La metodología se desarrolló por Saraco y D´Amore (1989). Los gases reactivos CO, H2, CH4, H2S, CO2 se emplean en las fórmulas matemáticas como relaciones respecto del CO2 y no del agua.
El método calcula parámetros del reservorio geotérmico como la temperatura (T), la fracción de vapor (Y) y la presión parcial de CO2. En campos geotérmicos explotados se pueden producir varios procesos como la condensación, evaporación y mezclas con aguas de diferente origen a la del fluido almacenado en la zona explotada del reservorio, como puede ser la reinyección de vapor o la salmuera, así como la recarga natural inducida. Estos factores pueden introducir relaciones de gas con respecto al agua que pueden ser muy difíciles de interpretar y que se encuentran a menudo en condiciones de no equilibrio. D´Amore et al. (1987a, 1987b, 1988) demostraron que la relación CO/CO2 se puede considerar prácticamente independiente de los fenómenos de transporte del agua, como la mezcla o la condensación durante el ascenso del fluido a la superficie.

Las reacciones químicas consideradas en el equilibrio son las numeradas como 1, 2 y 8

CH4 + 3CO2  Û  4CO + 2H2O             (8)

Usando las ecuaciones de la ley de acción de masas, las relaciones de equilibrio de las reacciones pueden expresarse en términos de las presiones parciales de las diferentes especies. Para cada especie gaseosa "i", es posible expresar el logaritmo de su presión parcial como una función de la relación molar con respecto al CO2 (D´Amore et al., 1988):

log Pi = log (ni/nCO2) - log Ai + log A + logPCO2             (9)

donde ni/nCO2 es la concentración molar del gas "i" medida con respecto al CO2.
Si se inserta la ecuación (9) para cada Pi en las ecuaciones de la ley de acción de masas y se emplean las expresiones apropiadas de las constantes de equilibrio en función de la temperatura absoluta y la presión del vapor, se pueden obtener las expresiones siguientes. Las concentraciones de las especies gaseo
sas intervinientes, se refieren como relación molar respecto del CO2:

4 log (H2/CO2) - log (CH4 /CO2) = f1(t) + f1(t, y) - 4 log PCO2 =HC             (10)
3 log (H2S/CO2) - log (H2 /CO2) = f2(t) + f2(t, y) - 4 log PCO2 = SHC             (11)
4 log (CO/CO2) - log (CH4 /CO2) = f3(t) + f3(t, y) - 4 log PCO2 = COC             (12)

En cada una de las expresiones (10 a 12) el lado izquierdo de la ecuación se conoce a partir del análisis químico del gas seco. El lado derecho, en cambio es una función no lineal de la temperatura, la fracción de vapor y la presión parcial de CO2.
El método se basa en la convergencia de los valores simulados de PCO2 en un proceso iterativo que cambia progresivamente los valores de temperatura hasta que dos valores sucesivos de la PCO2 calculada sean iguales o su diferencia menor que un 20%.

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Recibido: 11 de diciembre, 2001
Aceptado: 8 de abril, 2002