Để biết được nguồn gốc hình thành nhiệt độ của một khu vực thì phải xem xét chi tiết cả về địa chất – cấu trúc – kiến tạo của khu vực đó. Do vậy, chúng ta cần có cái nhìn tổng quan về trường địa nhiệt của lãnh thổ Việt Nam.
Địa nhiệt của Trái Đất phân bố không đều. Có những vùng địa nhiệt rất cao như vùng Orion ở Mỹ là 150oC ở độ sâu 1000 m, cấp địa nhiệt là 6,67 m; ở Nam Phi là 6oC ở độ sâu 1000 m, cấp địa nhiệt là 167m. Những trường địa nhiệt cao thường phân bố ở các đai động, đới hoạt động mạnh còn những nơi địa nhiệt thấp đặc trưng cho miền ổn định, các vùng nền.
Các vùng địa nhiệt cao là ở ranh giới giữa các mảng kiến tạo, dọc theo đó hay xảy ra sự hút chìm, đụng độ, xô húc, tách giãn. Tại đó, các quá trình vận động mảng và hoạt động magma xảy ra mạnh mẽ. Trên thế giới có 2 vành đai đia nhiệt cỡ hành tinh: vành đai Thái Bình Dương và vành đai địa Trung Hải. Tại các vành đai này, các quốc gia đã và đang khai thác nguồn năng lượng địa nhiệt. Ngoài ra, địa nhiệt cao còn phân bố dọc các đới đứt gãy hoạt động.
63
Trên bản đồ dòng nhiệt toàn cầu [15], lãnh thổ Việt Nam nằm trên miền có dòng nhiệt 50 - 80 mW/m2, nghĩa là chỉ ở mức trung bình. Số liệu trên cũng phù hợp với kết quả đo đạc của Viện Địa chất (Viện Khoa học và Công nghệ Việt Nam), theo đó dòng nhiệt ở miền Bắc đạt 68 - 90 mW/m2, còn ở miền Nam phổ biến trong khoảng 40 – 80 mW/m2, chỉ có một số điểm trùng với đứt gãy mới đạt trên 100 mW/m2. Theo kết quả của Viện Vật lý Địa cầu, bề dày thạch quyển lãnh thổ Việt Nam (và kế cận) thay đổi trong khoảng 85 - 95km (độ sâu mặt Moho từ 24 đến 37 km) ở phần đất liền [14], có nghĩa ở đây ảnh hưởng của manti không lớn, biểu hiện ở trị số dòng nhiệt và gradien địa nhiệt trên quy mô khu vực chỉ đạt mức trung bình.
Hoạt động của núi lửa từng phổ biến trên đất liền cũng như ngoài Biển Đông với sự bùng nổ trong Kainozoi muộn, tạo nên những lớp phủ dung nham phân bố rộng rãi ở Tây Nguyên, Đông Nam Bộ và một số vùng hẹp ở Trung Bộ,.. Hoạt động núi lửa về cơ bản đã kết thúc từ Pleitocen muộn – Holocen sớm, nhưng một vài biểu hiện tàn dư vẫn còn tiếp tục đến thời gian gần đây như sự xuất hiện Đảo Tro ở ngoài khơi Bình Thuận năm 1923 hoặc hiện tượng phun tro bụi và khí ở vùng Chư Prông (Gia Lai) năm 1993. Chính nguồn nhiệt tàn dư từ những hoạt động magma trẻ hoặc phát sinh từ các quá trình địa động lực hiện đại (động đất, dịch chuyển khối, kích hoạt đứt gãy,…) đã đun nóng đất đá cùng với nước, khí tàng trữ trong đó, có thể là nguyên nhân tạo nên một số biểu hiện dị thường địa nhiệt ở nước ta.
Qua sự phân tích ở trên, có thể nhận định tiền đề chủ yếu của sự hình thành trường nhiệt trên lãnh thổ Việt Nam là những hoạt động Tân kiến tạo và kiến tạo hiện đại cùng với trạng thái ứng suất trong vỏ Trái Đất, kích hoạt những đứt gãy cổ hoặc làm phát sinh những đứt gãy mới, đóng vai trò “kênh dẫn” đưa nhiệt dịch từ dưới sâu đi lên, tàng trữ trong đới dập vỡ, tạo thành những mỏ thuỷ nhiệt kiểu khe nứt - mạch (fissure – vein hydrothermal deposit), phân bố thành dải kéo dài nhưng chiều ngang hẹp nên trữ lượng hạn chế. Còn các võng Sông Hồng và bể Cửu Long là hai bể trầm tích trẻ, không quan hệ với hoạt động magma, trường nhiệt phát sinh chủ yếu theo quy luật địa nhiệt cấp với gradient chỉ đạt mức trung bình nên không thể hình thành những hệ thống địa nhiệt có quy mô lớn kiểu địa áp (geopressured geothermal system) [14].
64
Các kết quả nghiên cứu tại Việt Nam mới chỉ cho phép phân ra được 2 pha hoạt động của các đứt gãy Tân kiến tạo trong Kainozoi: Pha sớm (Oligocen – Miocen) với đặc trưng là khu vực chịu tác động của trường lực kiến tạo với trục nén cực đại hướng AVT. Dưới tác động của trường lực này, các đứt gãy sâu phương TB – ĐN chuyển động theo cơ chế trượt bằng trái, các đứt gãy phương ĐB – TN và AKT chuyển động theo cơ chế trượt bằng phải. Sự tương tác chuyển động của hai hệ đứt gãy này đã tạo ra vùng nén ép và vùng căng giãn. Pha muộn (Pliocen – Đệ Tứ) được đặc trưng bởi trường lực với trục nén ép cực đại phương AKT. Dưới tác dụng của trường lực này, các đứt gãy sâu phương TB - ĐN chuyển động theo cơ chế trượt bằng phải, các đứt gãy phương ĐB – TN và AKT chuyển động theo cơ chế trượt bằng trái. Dọc theo các đứt gãy, các thành tạo địa chất bị dập vụn tạo ra các đới cắt trượt với quy mô khác nhau. Sự tương tác chuyển động của hai hệ đứt gãy sâu tạo ra nhiều trũng Đệ tứ và các vùng nén ép, nghiền, dập vụn. Ngoài việc phân ra 2 pha hoạt động, xếp vào các đứt gãy hoạt động là các đới đứt gãy Pliocen – Đệ Tứ kèm theo hàng loạt các dấu hiệu biểu hiện hoạt động hiện đại như dấu hiệu địa chất, địa mạo, dấu hiệu viễn thám, hoạt động nước nóng – nước khoáng, nứt – trượt đất, biểu hiện ở độ thoát khí Radon, thuỷ ngân, mêtan + cacbonic, dị thường địa nhiệt, hoạt động động đất trong lịch sử của các đới đứt gãy kể trên và kết quả nghiên cứu chuyển động ngang và đứng dọc đứt gãy bằng các phương pháp đo lặp trắc địa chính xác [8].
Vùng nghiên cứu nằm ở phía tây nam đới đứt gãy sông Hồng, thuộc rìa đông nam đới Phan Si Pan. Đây là khu vực phát triển hàng loạt đứt gãy kiến tạo hoạt động tích cực trong Tân kiến tạo và hiện đại và chịu ảnh hưởng hoạt động kiến tạo mạnh mẽ của đới đứt gãy sông Hồng.
Trong quá trình nghiên cứu đánh giá tiềm năng nước khoáng tại xã La Phù (Thanh Thủy, Phú Thọ) năm 2001, các nhà địa chất còn xác định sự có mặt radon với hướng lựa chọn là tìm radon tại các trung tâm dị thường địa nhiệt có nghĩa là tìm tại các đới đứt gãy kiến tạo. Kết quả phân tích hàm lượng radon được trình bày trong bảng 4.9.
65
Bảng 4.9 : Hàm lượng radon trong nước khoáng khu vực Thanh Thủy
Ngày lấy mẫu
Số hiệu
mẫu Địa điểm
Hàm lượng Bq/m3 Hàm lượng nCi/l 17/01/2001 L101 LK101 2397 ± 1434 0,605 ± 0,04 18/01/2001 T35 LK59 53305 ± 3427 1,44 ± 0,09 14/01/2001 1 LK12 218007±30605 5,89 ± 0,83 14/04/2001 2 LK59 149598 ± 6897 4,04 ± 0,19 14/04/2001 3 LK20 18096 ± 663 0,49 ± 0,02 Nguồn [7]
Trong đó, LK59 nằm ở trung tâm địa nhiệt phía nam, LK12 nằm ở trung tâm dị thường địa nhiệt phía bắc, LK20 nằm ở khoảng giữa hai trung tâm địa nhiệt. Kết quả phân tích ở bảng trên cho thấy hàm lượng radon ở trung tâm dị thường địa nhiệt sẽ cao hơn ở bên ngoài. Đặc biệt tại LK12, hàm lượng radon còn cao hơn tiêu chuẩn “nước khoáng radon” của những quốc gia châu Âu được coi là “khó tính” (với tiêu chuẩn tới 5 nCi/l).
Liên quan đến sự xuất lộ nước khoáng – nước nóng, nước khoáng nóng xuất lộ là một biểu hiện của đứt gãy hoạt động nơi vỏ Trái đất gây dập vỡ khi chưa gắn kết, tạo điều kiện cho nhiệt trong manti thoát ra với gradient dị thường cao làm nóng nguồn nước trong bể chứa ở dưới, đồng thời đứt gãy đang hoạt động làm kênh dẫn cho nước xuất lộ trên bề mặt. Nhìn vào bản đồ đẳng nhiệt mỏ nước khoáng Thanh Thủy cho thấy dị thường địa nhiệt kéo dài phương AKT và chạy dọc theo đê sông Đà hướng bắc – nam (hình 4.3). Còn bên bờ phải sông Đà, tại xã Thuần Mỹ, những điểm có nhiệt độ nước ngầm có nhiệt độ cao tập trung tạo thành một đới nước khoáng. Đới này hình thành bởi đứt gãy F1’có hướng ĐB – TN, một nhánh của đứt gãy F1 phương TB – ĐN. Đới nước khoáng này nằm trùng với đứt gãy F1’ có phương ĐB – TN (hình 3.5). Năm 2011, các nhà nghiên cứu [11] phát hiện thêm điểm lộ nước khoáng nóng tại xóm Vip, xã Minh Quang, huyện Ba Vì. Những nơi có biểu hiện nước khoáng nóng nói trên trùng với vị trí các đứt gãy á kinh tuyến.
66
Vùng nghiên cứu không có dấu hiệu hoạt động núi lửa trẻ do đó nguyên nhân làm cho nước ngầm có nhiệt độ cao không phải do hoạt động núi lửa. Trong khi đó vùng nghiên cứu thể hiện hoạt động tân kiến tạo và kiến tạo hiện đại mạnh mẽ. Đây chính là nguồn làm cho nước ngầm có nhiệt độ cao. Cụ thể nguồn gốc nhiệt ở đây có liên quan chặt chẽ với hoạt động của đứt gãy sông Hồng. Đứt gãy sâu sông Hồng hoạt động trong Pliocen – Đệ tứ với cơ chế trượt bằng phải là nguyên nhân tạo ra các đứt gãy bậc cao hơn phát triển theo phương TB – ĐN, ĐB – TN và AKT. Các hệ đứt gãy này hoạt động chính là kênh dẫn nhiệt từ dưới sâu đi lên và có tác động trực tiếp làm cho nước ngầm có nhiệt độ cao. Các tuyến nhiệt độ cao phân bố theo các phương TB – ĐN, ĐB – TN và AKT là do đứt gãy khống chế. Kết quả khảo sát thực địa cũng thấy rõ ở hình 2.1.
Cũng liên quan đến nguồn nước khoáng Thuần Mỹ, nhiệt độ của nước khoáng Thuần Mỹ (theo tài liệu đo địa vật lý) tại LK1 ở chiều sâu (50 - 82)m là 420C, còn ở LK2 ở chiều sâu (49-93)m là 42,720C [6]. Theo như nhận định của các tác giả thì ở chiều sâu này mà nhiệt độ cao như thế chỉ có thể liên quan đến nhiệt tàn dư do các hoạt động kiến tạo trước đây, chứ không thể do tăng của địa nhiệt cấp. Theo nhiều tài liệu của nhiều công trình nghiên cứu địa nhiệt cấp trung bình là 33m. Giả sử đới thường ôn ở chiều sâu 20m thì tại đó nhiệt độ của nước là 280C. Còn ở chiều sâu 50m nhiệt độ của nước là: 28 + 290C.
Tổng hợp tất cả những phân tích về vùng nghiên cứu có thể thấy: nhiệt độ của nước khoáng có liên quan với đứt gãy. Bằng các biểu hiện như: xuất lộ nước khoáng phân bố thành dạng tuyến và các đứt gãy trong vùng nghiên cứu là đứt gãy hoạt động.
Ngày nay, để dự báo nhiệt độ của nước nóng ở dưới sâu, tại nơi nó được sinh ra thì nhờ vào sự phát triển mạnh mẽ của khoa học thực nghiệm, người ta dã tìm ra nhiều công thức thực nghiệm để tính toán. Các công thức tính toán đó được gọi là “địa nhiệt kế”. Địa nhiệt kế là phương pháp tính nhiệt độ của bể chứa địa nhiệt nhờ sử dụng các công thức dựa vào hàm lượng cuả các nguyên tố trong dung dịch nhiệt. Cơ sở của phương pháp là dựa vào tính chất hoà tan của các khoáng vật
67
trong nước cũng như phản ứng của các đá vây quanh với nước địa nhiệt. Ở một nhiệt độ áp suất nào đó, khả năng hoà tan của khoáng vật hoặc sự phản ứng giữa khoáng vật và đá vây quanh với nước là khác nhau. Khi nước chứa địa nhiệt lên đến mặt đất, mặc dù điều kiện nhiệt độ áp suất thay đổi, xong về cơ bản chúng vẫn giữ được thành phần ban đầu khi mẫu được lấy đi phân tích. Với kết quả phân tích thành phần hoá học nước khoáng khu vực nghiên cứu, dựa vào công thức tính địa nhiệt kế cation và sử dụng công thức đối với các cation Na+ và K+ để tính toán nhiệt độ của nước nóng dưới sâu.
Bảng 4.10: Kết quả phân tích một số chỉ tiêu đa lượng nước khoáng hoá nóng tại khu vực La Phù – Thuần Mỹ
TT Chỉ tiêu Đơn vị Số mẫu Hàm lượng
Max Min Mean
1 Na+ mg/l 14 232,8 114 166,24
2 K+ mg/l 14 8,2 4,2 6,38 (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});
3 Ca2+ mg/l 14 641 82,4 405,81
4 Mg2+ mg/l 14 101 54,3 77,86
Nguồn [6][7]
Theo Truesdell (1976) cho 100 – 2750C:
T = – 273,15 = – 273,15 = 103,46
Theo Tonari (1980):
T = – 273,15 = – 273,15 = 128,96
Theo Arnorsson (1983) cho 25 – 2500C:
T = – 273,15 = – 273,15 = 124,05
68
T = – 273,15 = – 273,15 = 146,66
Theo Nivea và Nieva (1987):
T = – 273,15 = – 273,15 = 138,16
Theo Giggenbachetal (1983):
T = – 273,15 = – 273,15 = 165,90
Nhìn vào kết quả tính địa nhiệt kế bên trên cho thấy nhiệt độ của dung dịch địa nhiệt dưới sâu dao động từ 1030C đến 1650C. Kết quả này cao hơn rất nhiều lần so với với nhiệt độ thu được ở trên bề mặt hoặc trong lỗ khoan Như vậy có thể coi nhiệt độ của nguồn nước nóng ở dưới sâu của khu vực này là 134,530C. Hiện nay có rất nhiều cặp nhiệt kế khác do đó cần áp dụng nhiều loại để có được kết quả chính xác hơn.. Theo như sự phân loại tiềm năng các nguồn địa nhiệt trên thế giới, dựa vào nhiệt độ của các dung dịch nhiệt ở các bể chứa có 3 mức: cao – là nguồn có nhiệt độ trên 1800C, trung bình – là nguồn có nhiệt độ 100 - 1800C, thấp – là các nguồn có nhiệt độ nhỏ hơn 1000C. Từ sự phân loại trên thì nguồn địa nhiệt của khu vực La Phù – Thuần Mỹ được xếp vào loại nguồn có tiềm năng địa nhiệt trung bình.