VÀ CÁC KẾT QUẢ
2.2. Các phương pháp nghiên cứu
Cơ sở của phương pháp nghiên cứu địa chất cấu trúc là dựa vào sự hình thành địa hình bề mặt Trái đất, là kết quả của sự tương hỗ giữa các quá trình nội sinh và ngoại sinh. Trong đó quá trình nội sinh, bao gồm: hoạt động phá huỷ đứt gãy kiến tạo, chuyển động kiến tạo, hoạt động magma, quá trình hình thành các cấu trúc vỏ Trái đất. Quá trình ngoại sinh, gồm các quá trình sạt, trượt lở, bóc mòn, xâm thực, tích tụ và các quá trình trọng lực. Quá trình nội sinh luôn luôn có xu thế phá huỷ bề mặt Trái đất, làm phân dị địa hình. Còn quá trình ngoại sinh lại có xu thế san phẳng địa hình. Như vậy, sự hoạt động của các yếu tố nội sinh sẽ để lại dấu ấn trên bề mặt địa hình và trong các trầm tích trẻ. Nghiên cứu các quy luật phân bố, sự biến dạng của các dạng địa hình, sự biến dạng về cấu trúc, địa tầng, thạch học các trầm tích trẻ, cho phép xác định các qui luật phát triển của
các quá trình nội sinh như đứt gãy, uốn nếp, chuyển động kiến tạo, hoặc ngược lại qua đó có thể xác định được nguồn gốc và sự tồn tại của bồn địa nhiệt trong khu vực liên quan đến các quá trình magma hay các hoạt động kiến tạo như đứt gãy hình thành nên đặc biệt là tác động của các hoạt động của các đứt gãy kiến tạo trẻ còn để lại dấu ấn bảo tồn tốt trên địa hình và trong các trầm tích phân bố trên bề mặt Trái đất.
2.2.2. Phương pháp địa hoá
2.2.2.1. Phương pháp nghiên cứu biểu đồ nguồn gốc HCO3 - Cl - SO4
Biểu đồ nguồn gốc HCO3- Cl - SO4 theo Giggenbach và Goguel (1989) [17, 18] được xây dựng dựa trên mối tương quan giữa các loại hình hoá học của chất lỏng với nguồn gốc của chúng. Trên biểu đồ mỗi đỉnh của tam giác là các ion Cl, SO4, HCO3 tính theo phần trăm (%).
Vị trí của các điểm nước nóng trên sơ đồ này được xác định dựa trên tổng nồng độ (mg/l) của tất cả các hợp phần tham gia theo các công thức sau:
S=CCl+CSO4+CHCO3
%Cl=100CCl/S
%HCO3=100CHCO3/S
Các tương quan này cho phép xác định nguồn nhiệt liên quan đến loại vùng nước nào trong khu vực như nước trưởng thành (Mature waters), nước ngoại vi (Peripheral waters), nước núi lửa (Volcanic waters) và hơi nước nóng (Steam heated waters), trên có sở đối sánh về đặc điểm magma trẻ trong khu vực.
Hình 2.1. Các hàm lượng Cl, SO4 và HCO3 liên quan của các nước địa nhiệt theo khối lượng [17, 18]
Trong biểu đồ này (Hình 2.1) cho thấy nhóm thành phần của các loại nước khác nhau được tìm thấy điển hình ở các khu vực địa nhiệt như là:
(1) Các nước NaCl đã trưởng thành có pH trung tính, giàu Cl và nằm ở gần góc Cl;
(2) Các nước giàu HCO3, ở đây được chỉ ra là các nước ngoại vi;
(3) Các nước núi lửa hay hơi nước nóng, sinh ra bởi sự hấp thụ vào trong nước ngầm các khí núi lửa chứa HCl nhiệt độ cao hoặc hoặc các hơi địa nhiệt chứa H2S nhiệt độ thấp.
Những tiện lợi của biểu đồ này là:
- Ba ion chính được đưa lên biểu đồ một cách riêng rẽ theo 3 đỉnh của biểu đồ;
- Các đường pha trộn là các cạnh tam giác;
- Tất cả các mẫu có thể đưa lên biểu đồ; các nhóm và xu thế của mẫu nước có thể được đánh giá.
2.2.2.2. Phương pháp nghiên cứu biểu đồ nguồn gốc K - Na - Mg1/2
Để kiểm tra chính xác nguồn gốc của dung dịch địa nhiệt và đối sánh với thành phần đá gốc lộ ra trong khu vực nghiên cứu, tác giả tiến hành xem xét theo tương quan của K - Na - Mg1/2 của theo Giggenbach, W.F. và Goguel R.L (1989) [17, 18]. Theo đó biểu đồ tam giác ba hợp phần K - Na - Mg1/2 cũng tương tự như như biểu đồ tam giác ba hợp phần chứa Cl- - SO42- - HCO3- và vị trí của các điểm dữ liệu trên sơ đồ cũng được tính toán tương quan thành phầm tương tự như Cl- - SO42- - HCO3- (Hình 2.2), trong đó:
S = CNa/1000 + CK/100 + CMg1/2
% Na = CNa/10S
% K = CK/S
% Mg = 100CMg1/2/S
Dựa theo nghiên cứu biểu đồ ba hợp phần Na-K-Mg1/2, Giggenbach, W.F.
và Goguel R.L (1989) [17, 18] đưa ra một phương pháp đánh giá mức đạt được trạng thái cân bằng nước - đá. Biều đồ này, có hai hệ thống được thể hiện bằng hai tập các đường thẳng có các tỷ số Na/K và K/Mg1/2 không đổi, tỏa ra từ góc Mg1/2 và góc Na, tương ứng vì tại mỗi giá trị tỷ số Na/K và K/Mg1/2 tương đương
với giá trị nhiệt độ duy nhất, mỗi một đường này là một đường đẳng nhiệt. Sự giao nhau của các đường đẳng nhiệt Na-K và K-Mg, dẫn đến cùng một nhiệt độ, tương đương với các thành phần nước trong cân bằng với các pha khoáng vật khống chế các địa nhiệt kế và được mô tả là đường cong “cân bằng toàn phần”.
Các thành phần của các nước được sinh ra qua sự hòa tan đẳng hóa của các đá thuộc vỏ Trái đất cũng được chỉ ra ở biểu đồ ba hợp phần này, vạch ra khu vực hòa tan đá, mà rất tách biệt với đường cong “cân bằng hoàn toàn”.
Một số nước chứa hàm lượng lớn HCO3- chỉ ra mức độ cân bằng từng phần đạt được, trong khi các nước giàu CO2 khác và các nước axit nằm ở vị trí gần với góc Mg1/2. Các nước này được gọi là “nước chưa trưởng thành”, nó cung cấp các nhiệt độ Na-K không đáng tin cậy, trong khi các nhiệt độ K-Mg của chúng có thể vẫn còn hợp lý, ít nhất không áp dụng cho các nước có độ axit cao quá. Biều đồ Na-K-Mg1/2 này là một công cụ hữu ích cho phép:
(1) Phân loại ngay lập tức giữa các nước phù hợp hay không phù hợp cho ứng dụng các địa nhiệt kế hòa tan ion;
(2) Đánh giá các nhiệt độ cân bằng ở dưới sâu;
(3) Đánh giá các ảnh hưởng tái cân bằng và hỗn hợp trên một số lượng lớn các mẫu.
Hình 2.2. Biểu đồ tam giác Na-K-Mg1/2 [17, 18].
2.2.3. Phương pháp địa nhiệt kế
Để tính toán nhiệt độ dưới sâu nguồn nước khoáng nguồn Mỹ Lâm, nghiên cứu sử dụng một lúc nhiều cặp địa nhiệt kế khác nhau với mục đích xem xét tính cân bằng của các cặp ion theo các mô hình của các phương pháp khác nhau. Đây là phương pháp được áp dụng cho tất cả các nghiên cứu, thăm dò và khai thác địa nhiệt trên thế giới đã được công bố trên các công trình hiện nay, tuy nhiên chưa được tính toán cho nguồn địa nhiệt trong khu vực nghiên cứu và toàn bộ khu vực Tây Bắc (khu vực học viên được tham gia thực hiện theo đề tài
“Nghiên cứu, đánh giá tổng thể tiềm năng các bồn địa nhiệt vùng Tây Bắc” mã số KHCN-TB.01T/13-18 do PGD.TS. Vũ Văn Tích làm chủ trì) một cách bài bản. Cơ sở của phương pháp này là dựa vào tính chất hoà tan của các khoáng vật trong nước nhiệt độ cao, cũng như các phản ứng giữa dung dịch địa nhiệt và các đá vây quanh. Theo đó, ở mỗi một nhiệt độ nhất định và áp suất nào đó thì khả năng hoà tan của khoáng vật hoặc phản ứng giữa khoáng vật hay đá vây quanh với nước nhiệt độ cao là khác nhau, theo thời gian các cặp ion được tồn tại cân bằng nhiệt động học với nhau. Khi dung dịch địa nhiệt có chứa các cặp ion cân bằng nhiệt động được đưa lên mặt đất, chúng vẫn giữ được thành phần ban đầu.
Để xem xét các cân bằng này, tác giả tiến hành thực hiện theo hai nhóm địa nhiệt kế dung dịch địa nhiệt (kết quả tính toán thể hiện trong bảng 3.1) đó là:
Địa nhiệt kế SiO2: Địa nhiệt kế này dựa vào mức độ hoà tan của các ion của nhóm SiO2 và nhiệt độ cần bằng nhiệt động học đối với từng khoáng vật riêng biệt theo Fournier R.O., (1977) [11]. Theo tìm hiểu và nghiên cứu được, độ gia tăng sự hoà tan SiO2 và các dạng thù hình của SiO2 được sử dụng rộng rãi như một chỉ số nhiệt độ của bồn nhiệt theo Fournier R.O., (1982) [13]. Giả thuyết này được xem xét khi silic được hoà tan ở nhiệt độ cao dưới độ sâu ổn định trong dung dịch địa nhiệt và không kết tủa khi dung dịch địa nhiệt đi lên bề mặt. Trong các hệ thống địa nhiệt có nhiệt độ trên 180°C, nồng độ silic dưới dạng H4SiO4 là một axit yếu bị kiểm soát bởi các trạng thái cân bằng với thạch anh, trong khi ở nhiệt độ thấp hơn các trạng thái cân bằng với chalcedon trở nên đáng kể hơn.
Phản ứng độ hòa tan khoáng vật chứa silic có thể được thể hiện như sau:
SiO2rắn + 2H2O = H4SiO40 (1)
Công thức tính nhiệt độ theo địa nhiệt kế SiO2 [11] là như sau:
ToC= 731
4, 52+log(S)−273,15. Trong đó: S là nồng độ silic tính theo mg/kg (mg/l).
Các kết quả tính toán cho địa nhiệt kế này (SiO2)được trình bày trong bảng 3.1.
- Địa nhiệt kế cation (Na + , K + , Ca+ ) : Loại địa nhiệt kế này dựa vào sự cân bằng nhiệt động của các cation theo các phản ứng trao đổi dưới tác động của nhiệt độ cao của nguồn địa nhiệt khu vực. Các phản ứng này bao gồm khoáng vật có liên quan tới các cation Na+, K+, Ca+ và H2O [phản ứng (2)]. Một trong những chỉ số cho nhiệt độ cân bằng các cặp cation trong nhiệt kế này chính là tỉ số Na+/K+. Tỉ lệ này giảm khi nhiệt độ gia tăng và theo đó nồng độ của các cation (Na+, K+) trong dung dịch bị khống chế bởi các phản ứng cân bằng nhiệt độ với feldspar (albite và K-feldspar). Kết quả phân tích từ địa nhiệt kế này khách quan hơn so với địa nhiệt kế SiO2 bởi chúng ít bị phụ thuộc bởi quá trình pha loãng từ dung dịch vì hàm lượng Na+, K+ trong dung dịch ít bị pha loãng.
NaAlSi3O8 + K+ =KalSi3O8 + Na+ (2)
Các trạng thái cân bằng của cặp cation trong dung dịch liên tục theo thời gian sẽ được thể hiện bằng tỉ lệ mol của các cặp ion tương ứng. Trong nghiên cứu này, ngoài việc sử dụng các địa nhiệt kế có liên quan đến tỉ số giữa Na và K luận văn còn sử dụng thêm một loại địa nhiệt kế nữa đó là địa nhiệt kế Na-K-Ca được phát triển và hiệu chỉnh theo Fournier, R. O. và Truesdell, A.H., (1973) [10]. Ưu điểm chính của loại địa nhiệt kế này so với địa nhiệt kế SiO2 và đặc biệt là địa nhiệt kế Na-K là sai số thấp và độ chính xác cao hơn thậm chí đối với những vùng nước lạnh và hơi địa nhiệt, nước không cân bằng, những vùng có hàm lượng Ca cao có thể cung cấp một kết quả nhiệt độ cao khác thường khi sử dụng địa nhiệt kế Na-K.