tầng qp
Nước khoáng Thuần Mỹ theo chỉ tiêu chữa bệnh là nước khoáng silic với hàm lượng silic trung bình H2SiO3 là 56 – 57 mg/l. Theo thành phần anion, nước khoáng Thuần Mỹ luôn là nước khoáng sulphat (với hàm lượng sulphat khá cao trung bình từ 1155 - 1189 mg/l), còn theo thành phần cation có thể thay đổi. Nó có thể thay đổi từ Sulphat – Magie, natri, canxi sang Sulphat – Canxi, natri, magie do quá trình trao đổi ion.
Với nước khoáng Thanh Thủy, theo thành phần anion thì cũng giống với nước khoáng Thuần Mỹ đều là nước khoáng sulphat (với hàm lượng sulphat từ
69
1122 – 1665 mg/l). Còn theo chỉ tiêu chữa bệnh, với việc phát hiện dị thường radon cao ở hai xã La Phù và Bảo Yên nên có thể xếp nước khoáng Thanh Thủy là nước khoáng radon.
Như vậy phải giải quyết hai vấn đề liên quan đến nguồn gốc hình thành thành phần hóa đặc trưng của nước khoáng là:
- Giải thích sự thành tạo nước khoáng sulphat trong khu vực Thanh Thủy. - Giải thích sự hình thành, tồn tại hàm lượng cao của H2SiO3 và ion SO4
2- trong nước khoáng Thuần Mỹ.
Nguồn gốc hình thành hàm lượng cao của H2SiO3 trong nước khoáng Thuần Mỹ
Sự hình thành và tồn tại silic trong nước ngầm là do hòa tan của đá chứa silic. Nồng độ của axit silic tỷ lệ thuận với nhiệt độ và hàm lượng khí CO2 trong nước. Từ tài liệu thực tế, G.V. Bogomolov đã xây dựng được đồ thị biểu diễn mối quan hệ giữa hàm lượng H2SiO3 và nhiệt độ. Theo như đồ thị này, với hàm lượng H2SiO3 - 50mg/l thì nhiệt độ của nước là 460C. Như vậy với sai số không đáng kể thì sự tồn tại của H2SiO3 trong nước khoáng Thuần Mỹ là phù hợp với quy luật tự nhiên (hàm lượng H2SiO3 - 56mg/l và nhiệt độ là 420C).
Thành phần hóa học của nước ở phía nam Thuần Mỹ là Bicacbonat-Canxi. Sau đó theo đới phá hủy kiến tạo của đứt gãy F1, nước vận động lên phía Bắc (phía Thuần Mỹ sát phía sông Đà). Trong quá trình vận động nước được đun nóng lên bởi nguồn nhiệt dưới sâu. Nhờ có nguồn nhiệt này, nước nóng chứa CO2 đã hòa tan được các đá silicat vây quanh làm tăng hàm lượng H2SiO3 trong nước.
Ca(HCO3)2 = CaCO3 + CO2 + H2O RSiO3 + CO2 + nH2O → RCO3 + SiO2 + nH2O
Nguồn gốc hình thành hàm lượng cao ion sulphat trong nước khoáng Thuần Mỹ và Thanh Thủy
Theo như nghiên cứu của các nhà thủy địa hóa cho thấy ion sulphat trong nước dưới đất có thể được hình thành do sự hòa tan thạch cao hoặc do các muối dễ hòa tan do oxi hóa các quặng sulphur.
70
Giải thích nguồn gốc thành tạo nước khoáng sulphat miền Tây Bắc nói chung và nước khoáng Thanh Thủy nói riêng, Cao Thế Dũng [7] coi nước khoáng sulphat có nguồn gốc rửa lũa thạch cao nằm trong vùng Hoàng Liên Sơn. Vùng đất giữa đứt gãy sông Đà phía tây nam và đứt gãy sông Chảy phía đông bắc, kéo dài từ biên giới Việt Trung đến vòng cung sông Đà ở Hòa Bình. Đây là đứt gãy nghịch chờm có mặt trượt cắm về phía Đông Bắc. Theo đó, nước dưới đất vận động theo các khe nứt kiến tạo và các đứt gãy, đã rửa lũa các lớp thạch cao nằm dưới sâu, tiếp thu nhiệt lượng dưới đó, tạo thành nước khoáng sulphat nóng, rồi thoát lên trên mặt đất theo các đứt gãy sinh sau hệ thống đứt gãy sâu sông Đà (hoặc các đứt gãy tái hoạt động), từ đó tạo nên nguồn nước khoáng sulphat ở vùng Hoàng Liên Sơn và ở mỏ Thanh Thủy.
Trong khi, Châu Văn Quỳnh [5] cho rằng quặng sulphur đa kim, khi nhiệt độ cao, tham gia quá trình điện hóa tạo nên nước khoáng có thành phần sulphat. Khoáng vật pyrit xâm tán trong đá vôi tham gia vào quá trình oxy hóa cũng tạo nên thành phần sulphat.
Theo Đặng Hữu Ơn [6], thì trong vùng Thuần Mỹ và bên Thanh Thủy cũng không gặp thạch cao nhưng lại quan sát thấy pyrit (FeS) xâm tán trong đá vôi. Theo nghiên cứu, khi tăng nhiệt độ thì độ hòa tan của các muối tăng lên còn riêng thạch cao lại giảm đi. Giải thích cho điều này là do phân tử thạch cao đã bị mất đi hai phân tử nước để trở thành CaSO4 qua phương trình:
CaSO4 . 2H2O = CaSO4 + 2H2O
Trong khi đó sulphat canxi là muối có độ hòa tan thấp (ở 180C độ hòa tan của nó là 2,0). Do vậy ở 420C độ hòa tan của nó còn có thể thấp hơn nhiều. Từ đó thì giả thiết sự hình thành ion sulphat SO42- do hòa tan thạch cao là không có cơ sở. Theo tờ Hà Nội thì thạch cao chỉ có trong trầm tích lục địa màu đỏ hệ tầng Yên Châu (K2 yc). Hệ tầng
này phân bố rất hạn chế ở góc tây nam tờ Hà Nội.
Cũng theo Đặng Hữu Ơn, nước khoáng Thuần Mỹ ở chiều sâu rất gần mặt đất, phân bố trong đới trao đổi nước mạnh nên ở đây chủ yếu xảy ra quá trình oxy hóa. Như vậy cũng trên quãng đường vận động trong đới trao đổi nước mạnh nó đã
71
hòa tan các muối sulphat, sản phẩm do quá trình oxy hóa pyrit xâm tán trong trầm tích hệ tầng sông Bôi và làm giảm hàm lượng HCO3- và Fe2+ tăng hàm lượng SO42-, biến đổi thành phần hóa học của nước từ bicacbonat sang sulphat. Khi nhiệt độ tăng quá trình hóa tan càng mạnh và nồng độ SO4
2-
cũng như độ khoáng hóa của nước càng lớn. Sự giảm hàm lượng HCO3- và Fe2+ xảy ra do các phản ứng sau:
FeS + 2O2 = FeSO4 Ca(HCO3)2 → Ca2+ + 2HCO3 - FeSO4 → Fe2+ + SO42- Fe2+ + HCO3- = Fe(HCO3)2 Fe(HCO3)2 + 2H2O = Fe(OH)2 + 2H2CO3 Fe(OH)3 + O2 + 2H2O = Fe(OH)3↓
Đây là lý do giải thích vì sao nước khoáng Thuần Mỹ chảy qua môi trường đá cacbonat nhưng không giàu HCO3- mà giàu SO42- , trong khi hàm lượng (Fe2+ + Fe3+) trong nước lại rất nhỏ khi mà cả hai ion này đều hình thành từ một nguồn gốc.
Như vậy, theo nhận định của các nhà nghiên cứu trên thì giải thích cho sự hình thành ion SO42- sẽ có ba giả thiết:
-Rửa lũa thạch cao trong đá vôi có chứa thạch cao -Oxy hóa các đá vôi có xâm tán pyrit
-Quá trình điện hóa quặng đa kim trong các đá (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});
Nhìn chung ý kiến của các tác giả rất khác nhau nhưng qua phân tích điều kiện vùng nghiên cứu không có thạch cao. Theo đó thì giả thiết của Đặng Hữu Ơn sẽ phù hợp với nước khoáng khu vực này hơn. Vì trong vùng thăm dò đã gặp pyrit ở nhiều nơi như Cao Lâm, Bùi Thông, Xóm Trám, xã Ba Trại. Thôn Cao Lâm chỉ cách Thuần Mỹ 3 km. Ngoài ra còn có các mỏ pyrit Giáp Lai, mỏ pyrit Minh Quang rất gần với khu vực nghiên cứu. Không những vậy khi thi công LK1, LK2 bên Thuần Mỹ ở chiều sâu 95m trở xuống đã gặp pyrit xâm tán trong đá vôi.
Tuy nhiên, những điều vừa trình bày bên trên của các nhà khoa học mới chỉ là giả thiết và chưa được kiểm chứng. Bởi vậy, chúng ta chỉ nên xem là tiền đề cho những nghiên cứu tiếp theo về nước khoáng khu vực này.
72
Ngày nay, với sự phát triển của khoa học kỹ thuật, kỹ thuật đồng vị đã được áp dụng rộng rãi trong những vài thập niên gần đây để giải quyết những bài toán liên quan đến nguồn gốc nước ngầm cũng như nguồn gốc nhiễm bẩn của nước ngầm. Từ đó, lần đầu tiên quy trình phân tích tỷ số đồng vị δ34S được xây dựng và áp dụng nghiên cứu nguồn gốc của sulphat tan trong nước khoáng của khu vực Thuần Mỹ, Ba Vì, Hà Nội [15]. Đề tài được thực hiện với sự chủ trì của Viện Khoa học và Kỹ thuật hạt nhân. Kết quả nghiên cứu như sau:
Đối với các giếng khoan sâu hơn 30m:
Hầu hết các giếng khoan có độ sâu trên 30m đều có hàm lượng SO42- cao từ 600 mg/l đến 2200 mg/l. Nhiệt độ của nước tại các giếng khoan cũng từ 39-450C. Với 33 mẫu nước giếng khoan sâu được lấy cả hai mùa khô và mùa mưa, đều chứa chủ yếu là Ca2+ và SO42-, giá trị δ34S (‰, V-CDT) nằm trong dải hẹp từ +15,7‰ đến 17,7‰, giá trị trung bình của δ34S là (+16,4 ± 0,5) ‰ (hình 4.5).
Theo các nghiên cứu của Mayer B., Krouse H. R. [28,30] với giá trị δ34S trong SO4 2- tan trong nước các giếng khoan ở khu vực nghiên cứu thì sulphat trong
nước vùng Thuần Mỹ có cùng một nguồn gốc: hoặc từ nước khí tượng bổ cấp xuống hoặc do các quá trình địa hóa đặc trưng của vùng.
Hình 4.5: Mối quan hệ giữa SO42- và δ34S trong sulfat tan trong nước các giếng khoan
73
Như vậy, SO42- trong nước giếng khoan sâu có thể có những nguồn phát sinh như sau:
-Bổ cấp từ nước khí tượng (nước mưa, nước sông): tức là ion sulphat có
trong nước ngầm là do nước mưa cung cấp. Tuy nhiên hàm lượng ion SO42- trong nước mưa khu vực chỉ dao động trong khoảng từ vài mg/l đến khoảng 50mg/l. Thêm vào đó trong những tháng mùa khô hàm lượng SO42- trong nước mưa cũng chỉ lên đến 100mg/l, nhưng số những tháng có nước mưa cao có hàm lượng SO42- cao là rất hiếm [32]. Do đó nước mưa không thể là nguồn cung cấp SO42- cho nước ngầm khu vực Thuần Mỹ với hàm lượng cao từ 600 mg/l đến 2179 mg/l của ion SO42-. Giá trị δ34S trong sulphat của các mẫu nước khí tượng như nước mưa tại khu vực nghiên cứu, các mẫu nước mặt như nước sông Đà có giá trị từ 3,2 – 8,8‰ và hàm lượng SO4
2-
thay đổi từ 2,33 - 126,86 mg/l vào mùa khô. Trong khi đó giá trị δ34S trong sulphat của các mẫu nước tương tự vào mùa mưa thay đổi trong khoảng từ 1,1-5,9‰ và hàm lượng SO4
2-
dao động trong khoảng từ 1,53 - 9,86 mg/l. Theo Mayer, H. R và Krouse và nnk [25,27,29], giá trị δ34S trong sulphat tan trong nước khí tượng trên thế giới nằm trong dải từ +6‰ đến +15‰. Điều này chứng tỏ nước ngầm tại khu vực này không thể có nguồn gốc từ nước khí tượng hay nước mặt.
-Từ các hoạt động nhân sinh: từ các hoạt động công nghiệp (ắc quy, khai
thác khoáng sản giàu lưu huỳnh,…), nông nghiệp. Theo Mayer, Caritat P. de, Krouse H. R. and Hutcheon I. và nnk [9,19,21,27,29], giá trị δ34S trong sulphat có nguồn gốc từ các hoạt động nhân sinh thường dao động từ +5‰ đến +10‰. Xà phòng và các chất tẩy rửa trong sinh hoạt hàng ngày chứa một lượng đáng kể sulphat, tuy nhiên δ34S của sulfat dạng này là thấp gần 1‰. Từ những điều trên chứng tỏ nguồn phát sinh sulphat trong nước trong các giếng khoan tại khu vực nghiên cứu không phải do hoạt động nhân sinh.
-Do sự xâm nhập của nước biển: giá trị δ34S của SO42- trong nước (ngầm) biển dao động trong khoảng từ +20‰ đến +21‰. Giá trị này đã được khẳng định trong rất nhiều nghiên cứu của các tác giả H. R. Krouse, Mayer, Iran Clark và rất nhiều nhà nghiên cứu khác [21,23,25,28,30,31]. Mặt khác theo Stuyand, Thomas Pichler, nếu SO42- có nguồn gốc từ nước biển thì tỷ số Cl-/ SO42- phải xấp xỉ 7,8
74
[34,35]. Tuy nhiên trong khu vực nghiên cứu thì tỷ số Cl-/ SO42- trong nước của 34 giếng khoan chỉ nằm trong dải 0,14 - 0,22 (hình 4.6) tức là thấp hơn rất nhiều. Vì vậy SO42- trong nước ngầm khu vực này cũng không phải từ nước biển.
Hình 4.6: Quan hệ giữa Cl-/SO42- và δ34S trong các giếng khoan sâu
- Từ phun trào núi lửa: trong SO42- có nguồn gốc từ magma phun trào của núi lửa giá trị δ34S chỉ xoay quanh giá trị 5‰ [30,33,34]. Bởi vậy sulphat trong nước ngầm khu vực nghiên cứu cũng không phải do quá trình khoáng hóa magma phun trào núi lửa.
- Từ quá trình khoáng hóa và phân hủy các vật liệu hữu cơ giàu lưu huỳnh trong đất: theo nghiên cứu của các tác giả trên và các nghiên cứu khác đã được
công bố [9,19,22,27, 29], giá trị δ34S trong sulphat của các quá trình phân hủy các vật liệu hữu cơ giàu lưu huỳnh trong đất nằm trong dải từ -2‰ đến +6‰. Với số liệu này cho thấy nguồn gốc SO42- trong các giếng khoan khu vực này cũng không phải do quá trình phân hủy các vật liệu hữu cơ.
- Hòa tan tại chỗ khoáng thạch cao: Thomas Pichler [25] và Torfstein A,
[36], cho thấy nếu hàm lượng SO42- trong nước ngầm có nguồn gốc từ quá trình hòa tan thạch cao thì tỷ số của [Ca2+]/[SO42-] nằm trong khoảng từ 0,3 – 0,4. Kết quả phân tích Ca2+ và SO42- của 33 giếng khoan sâu khu vực Thuần Mỹ cho thấy tỷ số giữa hàm lượng canxi và hàm lượng sulphat dao động từ 0,3 – 0,44 (hình 4.7), giá trị này rất gần với kết luận của Thomas. Giá trị δ34S của CaSO4 hình thành trong giai đoạn địa chất Kainozoi có giá trị dao động trong một khoảng hẹp từ 14 - 17‰ [24], cũng theo Torfstein A. [37] giá trị δ34S trong thạch cao có mặt trong kiến tạo
75
tầng Holocen nằm trong dải từ 14 - 28‰, δ34S trong sulphat tan trong các mẫu nước giếng khoan sâu khu Thuần Mỹ có giá trị từ 15,7 – 17,7‰, giá trị trung bình là (16,4 ± 0,5) ‰. Điều này khẳng định là nước trong các giếng khoan sâu tại khu vực nghiên cứu là do quá trình hòa tan khoáng thạch cao. (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});
Hình 4.7: Quan hệ giữa [Ca2+]/[SO42-] trong các mẫu nước giếng và δ34S tương ứng trong sulphat tan trong các mẫu nước giếng khoan sâu hơn 30m
khu vực Thuần Mỹ, Ba Vì, Hà Nội.
Đối với các giếng khoan nông trên 20m:
Với 20 mẫu nước giếng khơi, trong đó có 8 mẫu được lấy vào mùa khô và 12 mẫu lấy vào mùa mưa thì hàm lượng SO42- biến thiên khá lớn từ 8,2 đến 1279 mg/l và giá trị δ34S cũng nằm trong dải rộng từ 2,0 đến 28,9‰. Theo như kết quả phân tích, thành phần hóa học của nước giếng khơi khu vực nghiên cứu vào cả mùa khô cũng như mùa mưa là hỗn hợp của bicacbonat và sulphat canxi.
Sự gia tăng rất lớn của giá trị δ34S và hàm lượng SO42- trong các giếng khơi (hình 4.8), cho thấy các giếng khơi được bổ cập không phải từ một nguồn duy nhất, mà từ các nguồn có hàm lượng SO42- khác nhau. Nguồn SO42- của các giếng này là hỗn hợp của sulphat thấm (bổ cấp) từ nước thải có hàm lượng SO42- cao của các giếng khoan sâu, nước mặt sông Đà và nước mưa có hàm lượng sulphat nghèo đồng vị δ34S.
76
Hình 4.8: Mối quan hệ giữa SO42- và δ34S trong các giếng khơi
Theo Mayer [30] nếu hàm lượng SO42- trong nước tăng nhưng giá trị δ34S giảm thì đó là dấu hiệu của quá trình oxy hóa sulphit thành sulphat xảy ra trong tầng chứa nước. Ngược lại, hàm lượng SO4
2-
trong nước giảm nhưng giá trị δ34S lại tăng đó là dấu hiệu của quá trình khử sulphat do các hoạt động của vi sinh vật trong tầng chứa nước. Trong trường hợp này hàm lượng sulphat cao trong nước các giếng khơi có thể được giải thích:
-Một số giếng khơi với nước có hàm lượng SO4 2-
cao hơn 150mg/l vào mùa khô và giá trị SO42- trong sulphat tan trong nước của các giếng này cũng nằm trong dải hẹp từ 15,9 - 17,6‰, giá trị trung bình 16,4 ± 0,5‰. Đồng thời tỷ số [Ca2+]/[SO42-] của các mẫu nước giếng này cũng nằm trong khoảng 0,3 - 0,4. Điều này chứng tỏ SO42- cao trong nước các giếng khơi này cũng là do quá trình hòa tan thạch cao. Tuy nhiên theo các nhà nghiên cứu thì hàm lượng SO42- cao trong nước không phải do hòa tan trực tiếp khoáng thạch cao như trong trường hợp các giếng khoan sâu mà do nước thải từ các cơ sở ngâm tắm thấm trực tiếp xuống tầng nước nông. Bởi vì nếu đây là quá trình hòa tan trực tiếp khoáng thạch cao thì nhiệt độ