Giáo trình Đặc điểm địa hóa và nguồn gốc dung dịch địa nhiệt Mỹ Lâm, Tuyên Quang - Hoàng Văn Hiệp

Nội dung text: Giáo trình Đặc điểm địa hóa và nguồn gốc dung dịch địa nhiệt Mỹ Lâm, Tuyên Quang - Hoàng Văn Hiệp

1. Tạp chí Khoa học ĐHQGHN: Các Khoa học Trái đất và Môi trường, Tập 32, Số 2S (2016) 81-94 Đặc điểm địa hóa và nguồn gốc dung dịch địa nhiệt Mỹ Lâm, Tuyên Quang Hoàng Văn Hiệp1,*, Trần Trọng Thắng2, Đặng Mai1, Vũ Văn Tích1, Nguyễn Đình Nguyên1, Phạm Xuân Ánh3, Nguyễn Thị Oanh1, Vũ Việt Đức1 1Khoa Địa chất, Trường Đại học Khoa học Tự nhiên, Đại học Quốc gia Hà Nội, 334 Nguyễn Trãi, Thanh Xuân, Hà Nội, Việt Nam 2Viện Khoa học Địa chất và Khoáng sản, Bộ Tài nguyên và Môi trường 3Tập đoàn Dầu khí Quốc gia Việt Nam Nhận ngày 01 tháng 8 năm 2016 Chỉnh sửa ngày 30 tháng 9 năm 2016; chấp nhận đăng ngày 28 tháng 10 năm 2016 Tóm tắt: Trên cơ sở các dữ liệu thành phần hóa học được phân tích bằng phương pháp AAS và ICP-OES, các mẫu lấy từ giếng khoan (LK13) khai thác nước khoáng nóng tại nguồn địa nhiệt Mỹ Lâm đã được nghiên cứu nhằm luận giải nguồn gốc và nhiệt độ thành tạo của điểm xuất lộ địa - 2- - 1/2 nhiệt nơi đây. Hệ địa hóa tương quan ba hợp phần Cl -SO4 -HCO3 và Na-K-Mg ở trạng thái cân bằng nhiệt động học đã được sử dụng để xác định nguồn gốc. Các mô hình địa hóa này và tỷ lệ đồng vị bền cho thấy dung dịch nước khoáng nóng có nguồn gốc nước khí tượng được nung nóng nhờ nguồn địa nhiệt sâu liên quan đến manti và hoạt động kiến tạo hiện đại tầng sâu. Địa nhiệt kế các ion hoà tan và SiO2 được sử dụng để ước tính nhiệt độ bồn địa nhiệt Mỹ Lâm. Giá trị của các địa nhiệt kế thạch anh, địa nhiệt kế Na/K/Ca và địa nhiệt kế Na/K cho biết nhiệt độ thành tạo của nguồn biến đổi từ 159-258oC. Kết quả xác định nhiệt độ nguồn và nguồn gốc thành tạo của dung dịch địa nhiệt khu vực Mỹ Lâm cho thấy nguồn địa nhiệt nơi đây liên quan tới hoạt động magma thành phần mafic trong khu vực, làm nóng nguồn nước khí tượng từ bề mặt thấm xuống và dung dịch địa nhiệt được đưa lên bề mặt do kênh dẫn dọc theo đứt gẫy hoạt động theo mô hình tương tác trao đổi nhiệt tầng sâu. Từ khoá: Nguồn địa nhiệt, địa nhiệt kế, nước khoáng nóng, đồng vị bền, nguồn địa nhiệt Mỹ Lâm. 1. Đặc điểm địa chất và địa nhiệt khu vực các đá có nguồn gốc trầm tích biển, ngay tiếp nghiên cứu * sau là các hoạt động magma và biến chất đi cùng vào thời kỳ từ 250 đến 230 triệu năm Khu vực nghiên cứu (Hình 1) nằm trong trước đây. Hoạt động này đi cùng với chuyển vùng Đông Bắc Việt Nam, nơi có đặc điểm địa động hội tụ kéo theo chuyển động phủ chờm chất đặc trưng bởi hai pha kiến tạo tương đối rõ quy mô lớn đi với các cấu trúc địa di làm xuất rệt: (1) Pha kiến tạo Indosini được ghi nhận với lộ phần lớn các đá trên bề mặt như ngày nay sự hình thành bình đồ cấu trúc chính ngày nay, [16]. (2) Pha kiến tạo Himalaya (35-5 triệu năm xuất hiện các đá có nguồn gốc lục nguyên và trước đây) đã tạo nên đới gãy sâu Sông Hồng đi cùng với hoạt động magma và biến chất dọc và ___ hai pha đới đứt gãy [24]. Hoạt động kiến tạo * Tác giả liên hệ. ĐT.: 84-1675605971 trong pha thứ 2 này không chỉ đi với hoạt động Email: Hoanghiep.hus@gmail.com 81
2. 82 H.V. Hiệp và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN: Các Khoa học Trái đất và Môi trường, Tập 32, Số 2S (2016) 81-94 magma biến chất như các tác giả nêu trên [16, được hình thành, hoạt động này còn để lại các 24] mà còn đi cùng với hoạt động biến dạng biểu hiện địa nhiệt sâu, trong đó nhiều điểm địa dòn quy mô vỏ. Chính hoạt động này làm cho nhiệt (nước khoáng nóng) đã xuất hiện dọc theo vỏ lục địa trong khu vực bị dập vỡ theo cơ chế các đới đứt gẫy trẻ đi với biến dạng dòn. trượt bằng trái đi với căng giãn sâu. Chính hoạt Nằm cách thành phố Tuyên Quang 14 km động đứt gãy này làm phát sinh các hoạt động về phía đông nam và cạnh quốc lộ 37, nguồn magma trẻ tại vùng Đông Bắc, và làm biến chất địa nhiệt Mỹ Lâm thuộc xã Phú Lâm, huyện các đá tạo ruby có tuổi từ 26-7 triệu năm trở lại Yên Sơn (21°46'03"-105°07'31") hiện nay đang đây, đặc biệt ghi nhận các dung dịch manti được khai thác và sử dụng cho tắm khoáng và thành phần siêu kiềm tạo nên một số khoáng vật chữa bệnh. Đây là một trong các nguồn địa siêu kiềm trong đá hoa phát hiện được tại khu nhiệt có tiềm năng cho khai thác năng lượng địa vực Minh Tiến [14, 15, 18]. Bên cạnh ruby nhiệt sử dụng cho phát điện (Hình 1) [4]. O H u y h Hình 1. Vị trí địa lý nguồn địa nhiệt Mỹ Lâm trong vùng Tây Bắc [3].
3. H.V. Hiệp và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN: Các Khoa học Trái đất và Môi trường, Tập 32, Số 2S (2016) 81-94 83 Về địa chất, điểm lộ địa nhiệt Mỹ Lâm ở phần hóa học của dung dịch địa nhiệt tại cùng vị Tuyên Quang thuộc đới Lô Gâm (Hình 1), nơi trí lỗ khoan vào các năm 1981, 1984, 1988, 1999 có các thành tạo địa chất tuổi từ Proterozoi, với các kết quả thống kê trong Bảng 1. Cambri và Devon; thành phần gồm các đá biến Gần đây, Cao Duy Giang và các cộng sự [4] chất nguồn gốc trầm tích và magma, trong đó đã tiến hành phân tích thành phần hóa học và chủ yếu là các đá có nguồn gốc lục nguyên - phân loại nguồn nước khoáng nóng, trong đó carbonat, cụ thể như sau: đá vôi tái kết tinh, đá nước khoáng nóng Mỹ Lâm được liệt vào loại hoa dạng đường xen ít vôi sét, đá phiến sericit nước khoáng kiểu hoá học bicacbonat - natri với (có tuổi D1pp2) thuộc phân hệ tầng dưới của hệ độ khoáng hoá thấp, xếp loại nước khoáng tầng Pia Phương dày 450m; đá granit biotit, sunlfuahydro-silic-fluor rất nóng và có tiềm năng plagiogranit dạng gneis yếu, granit 2 mica hạt đối với khu vực vùng Tây Bắc. Theo nghiên cứu nhỏ - vừa dạng porphyr có tuổi (có tuổi γaD3 này, nguồn nước khoáng Mỹ Lâm có thành phần ns1) thuộc pha sớm của phức hệ Ngân Sơn [3]. tương ứng với một số nguồn khác nổi bật trong Về mặt cấu trúc kiến tạo: Trong phạm vi phân khu vực như Na Hai, Pom Lot/Uva (Điện Biên) bố của nguồn địa nhiệt Mỹ Lâm có 3 hệ thống đứt và Quảng Ngần (Hà Giang). Tuy nhiên, cũng gãy trẻ đi với pha biến dạng dòn của chuyển động giống với các nghiên cứu đã thực hiện trước đó kiến tạo Himalaya, nhưng nằm tại rìa đới biến nghiên cứu này [4] vẫn chưa thực hiện luận giải dạng sâu Sông Hồng [24] bao gồm: hệ thống chi tiết về đặc điểm địa hóa, địa chất, nhiệt độ phương tây bắc-đông nam, là hệ thống đứt gãy sâu và nguồn gốc của dung dịch địa nhiệt nguồn sâu á vỏ và có qui mô lớn, có vai trò phân chia đới cũng như bản chất cơ chế xuất lộ của nguồn địa cấu trúc trong vùng; hệ thống phương đông bắc- nhiệt Mỹ Lâm. tây nam, chủ yếu là các đứt gãy nội đới; hệ thống Trong nghiên cứu này, trên cơ sở kết quả đứt gãy phương á kinh tuyến ít phổ biến hơn, chủ phân tích thành phần hóa học của dung dịch địa yếu là các đứt gãy có quy mô nhỏ (Hình 1). Hoạt nhiệt nguồn Mỹ Lâm (Hình 1) bằng các thiết bị động đứt gẫy này đều là đứt gẫy rất trẻ đi với phân tích hiện đại, chúng tôi tiến hành tính toán biến dạng dòn không liên quan tới hoạt động nhiệt độ của nguồn địa nhiệt dưới sâu cũng như magma đã lộ diện trong khu vực nghiên cứu từ nguồn gốc thành tạo của chúng. Nhiệt độ nguồn chu kỳ kiến tạo Indosini (nêu ở trên), có lẽ là các của bồn địa nhiệt sẽ được tính bởi các địa nhiệt đứt gẫy nhánh của đới đứt gẫy sâu Sông Hồng, kế khác nhau và được đánh giá bằng cách so biểu hiện của chúng là các nguồn địa nhiệt xuất lộ sánh với nhiệt độ đo được trên bề mặt trong khi dọc theo các đới đứt gẫy (tại khu vực nghiên cứu nguồn gốc của dung dịch nhiệt sẽ được luận là điểm nước khoáng nóng Mỹ Lâm). giải từ kết quả phân tích hoá học và thể hiện hai Về đặc điểm địa nhiệt: nguồn địa nhiệt Mỹ đồng vị oxi và deuterium [4] trên biểu đồ tương Lâm đã được nêu trong công trình của C. quan. Bên cạnh đó, quá trình trộn lẫn của dung Maddrolle năm 1923 [17]. Năm 1928 F. Blondel dịch địa nhiệt Mỹ Lâm cũng sẽ được đánh giá đã mô tả sơ bộ nguồn nước dưới tên gọi “Nhân bằng hai mô hình cần bằng anion và cation dưới Gia” (theo tên địa phương lúc đó) với đặc điểm hình thức biểu đồ địa hóa theo tương quan ba nước khá nóng, khoáng hoá thấp (cặn khô 0,336 hợp phần của Giggenbach, W.F (1988) và g/l) [17]. Năm 1941, M. Autret đã lấy mẫu phân Powell, T., Cumming W., (2010) [9, 10,11, 20]. tích thành phần (Bảng 1) nhằm nghiên cứu đặc điểm nước địa nhiệt của nguồn này [17]. Năm 1978, Đoàn địa chất Thủy văn 47 đã tiến hành 2. Thu thập và phân tích mẫu khoan sâu 200m (lỗ khoan 13) [17], hiện đang được khai thác chỉ ra tại hình 2. Sau này ngành 2.1. Thu thập mẫu dầu khí, Trường Đại học Dược, Trường Đại học Mỏ Địa chất, Nhóm nghiên cứu của Tiệp Khắc Dung dịch địa nhiệt được lấy mẫu (Hình 2) cũng đã tiến hành nghiên cứu phân tích thành theo các chai đựng khác nhau để phân tích
4. 84 H.V. Hiệp và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN: Các Khoa học Trái đất và Môi trường, Tập 32, Số 2S (2016) 81-94 thành phần cation, anion, silic. Ứng với mỗi tử (AAS) Agilent 200 với kỹ thuật ngọn lửa. mục tiêu phân tích, mẫu được bảo quản và xử lý Đối với các ion như Na+, K+ và Li+, tiến hành riêng (Bảng 2) [2]. Để kiểm chứng độ chính xác phân tích bằng khối phổ kế (ICP/OES) của các kết quả phân tích, chúng tôi cho phân ULTIMA 2 - Horiba với giới hạn phân tích tích lặp lại 3 lần trên một mẫu để đối sánh. Đối trong khoảng 0,001-1000 mg/l tại Phòng thí với mẫu đồng vị, để đạt được độ chính xác với nghiệm Địa chất môi trường và Thích ứng Biến độ tin cậy cao nhất, chúng tôi đã sử dụng cách đổi Khí hậu thuộc Khoa Địa chất, Trường Đại tiếp cận bổ sung chuẩn cho mẫu. học Khoa học Tự nhiên (Đại học Quốc gia Hà Nội) và tại Viện Hoá học - Viện Hàn lâm và 2.2. Phân tích mẫu và kết quả Khoa học Công nghệ Việt Nam (Bảng 3). - Phân tích anion: Thông thường một số loại - - - 2- 2- Trên cơ sở các mẫu thu thập được và phân anion như F , Cl , Br , SO4 , S bằng Sắc ký ion tích chúng trong phòng thí nghiệm, chúng tôi sẽ trên hệ thống máy 838 Advanced Sample tiến hành tính ra kết quả trung bình hàm lượng Processor và 861 Advanced Compact IC tại các ion trong dung dịch nhiệt dịch, các kết quả phòng thí nghiệm phân tích môi trường Viện phân tích lần lượt được thực hiện theo các Hoá học, Viện Hàn lâm Khoa học và Công 2- phương pháp khác nhau cụ thể như sau: nghệ Việt Nam. Khi xác định SO4 đã loại bỏ - Phân tích cation: Việc phân tích được thực sự kết tủa của kẽm axetat, với F- đã tách cẩn hiện bằng hai phương pháp, trong đó: các ion thận với Cl- (trong dải phổ). Các kết quả phân kim loại như Mg2+, Fe2+, Al3+, Mn2+, Ca2+ được tích anion được thể hiện trong Bảng 4. phân tích bằng máy quang phổ hấp thụ nguyên H Bảng 1. Tổng hợp kết quả phân tích dung dịch địa nhiệt nguồn Mỹ Lâm Chỉ tiêu phân tích Đơn vị đo ML1 ML2 ML3 ML4 ML5 ML6 T (oC) 58,50 63,00 63,00 64,00 67,00 65,50 Độ khoáng hoá (mg/l) 259,00 343,11 300,00 299,94 175,00 290,00 H2S+ HS (mg/l) 5,10 5,60 1,66 5,00 3,20 0,68 - HCO3 (mg/l) 125,40 129,40 134,20 133,63 140,00 146,40 2- CO3 (mg/l) - 50,75 68,00 0,00 - - Cl- (mg/l) 9,70 12,67 10,60 17,02 17,50 4,30 2- SO4 (mg/l) 13,12 11,66 28,20 10,57 12,80 15,60 - NO3 (mg/l) - - - 1,20 - 0,033 3- PO4 (mg/l) - - - 0,06 - - Na+ (mg/l) 15,00 59,99 117,40 62,80 61,11 61,80 K+ (mg/l) 3,70 4,10 3,83 2,40 3,60 2,30 Ca2+ (mg/l) 6,90 7,55 6,32 9,02 4,00 2,40 Mg2+ (mg/l) 3,12 6,41 2,50 1,70 0,60 0,10 Fe2+ (mg/l) 0,50 1,50 1,61 0,22 0,01 - Al3+ (mg/l) 1,50 - 1,08 - - - F- (mg/l) - - - 8,20 6,48 2,11 + NH4 (mg/l) - - 1,80 - - - Mn2+ (mg/l) - - - 0,33 - - Li+ (mg/l) - - - 0,08 - 0,13 SiO2 (mg/l) - - - - - 60,25 Nguồn: ML1-M. Autret, 1941; ML2-PTN Dầu khí, 1981; ML3-ĐH Dược HN, 1984; ML4-Tiệp Khắc, 1988; ML5-ĐH Mỏ địa chất, 1999; ML6-Cao Duy Giang, 2012 [17].
5. H.V. Hiệp và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN: Các Khoa học Trái đất và Môi trường, Tập 32, Số 2S (2016) 81-94 85 a) b) c) Hình 2. Vị trí lấy mẫu nước khoáng nóng (dung dịch địa nhiệt) tại lỗ khoan 13 ở điểm địa nhiệt Mỹ Lâm, Tuyên Quang: a: vị trí khảo sát, b-c: vị trí lấy mẫu. Bảng 2. Mô tả mẫu và xử lý mẫu tại thực địa [2] Mẫu Phân tích Xử lý mẫu Mg, SiO2 Không xử lý SiO2 Pha loãng; cho 10-50 ml mẫu vào 50-90 ml nước cất hai lần pH, CO , H S Chai thuỷ tinh với nút thuỷ tinh đã được mài hoặc chai nhựa ML-01a, 2 2 Anions Lọc (0,45μm) ML-01b, ML-01c Sử dụng băng dính cách điện, giấy parafilm quấn quanh nút 2H, 18O chai hoặc ống nghiệm để bảo quản mẫu khỏi sự tiếp xúc của oxi trong không khí Cations Lọc (0,45μm); Cho 0.8 ml HNO3 đậm đặc vào mỗi 200ml mẫu Bảng 3. Kết quả phân tích các cation trong dung dịch nhiệt tại nguồn Mỹ Lâm Chỉ tiêu (mg/l) ML-01a ML-01b ML-01c Trung bình Na+ 31,01 31,10 29,35 30,487 K+ 3,77 3,92 4,15 3,947 Ca2+ 4,07 4,11 3,86 4,013 Mg2+ 2,37 3,43 2,10 2,633 Fe2+ 0,15 0,15 0,13 0,143 Al3+ 0,11 0,14 0,12 0,123 Mn2+ 0,02 0,03 0,02 0,023 Li+ 0,08 0,09 0,09 0,087 h Có thể nhận thấy rằng kết quả phân tích các thường, phương pháp nghiên cứu đồng vị thuỷ ion trong dung dịch nhiệt tại khu vực nguồn văn này sẽ giúp tập thể tác giả có thể đánh giá nhiệt Mỹ Lâm chênh lệch nhau không đáng kể. được nguồn gốc dung dịch nhiệt dựa theo nghiên - Kết quả phân tích đồng vị: Nghiên cứu cứu các tiêu chí này. Kết quả phân tích đồng vị đồng vị thủy văn (nghiên cứu các tỷ số đồng vị [4] đối với nguồn nước khoáng Mỹ Lâm đo được 2 18 bền deuterium ( H) và O trong dung dịch địa sau khi tiến hành phân tích đó là: 18O (‰) là -8,82 nhiệt của nguồn nước khoáng nóng Mỹ Lâm) là và D (‰) là -60,39. một lĩnh vực khoa học tương đối mới sử dụng Để có thể tiến hành nghiên cứu đánh giá đồng vị tự nhiên hình thành các phân tử nước nguồn gốc, đặc điểm của dung dịch địa nhiệt để xác định nguồn gốc và theo dõi sự chuyển Mỹ Lâm, tập thể tác giả sử dụng phần mềm động của nước cả trên bề mặt và dưới lòng đất. phân tích địa nhiệt kế Liquid Analysis-V3 do Kết hợp với các phương pháp địa hóa học thông
6. 86 H.V. Hiệp và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN: Các Khoa học Trái đất và Môi trường, Tập 32, Số 2S (2016) 81-94 Powell và Cumming thiết kế [20] được sử dụng này được sử dụng đầu vào cho các tính toán nhằm tính toán, thành lập các biểu đồ ba hợp theo các mô hình của Fournier., 1979 [7]; Nivea phần và biểu đồ tương quan của các đồng vị và Nivea., 1987 [19]; Arnórsson và nnk., 1983 nhằm luận giải nguồn gốc. Trên cơ sở đó, các [1]; địa nhiệt kế Na-K-Ca của Fournier & kết quả phân tích được lựa chọn phục vụ tính Truesdell.,1973 [5] và Powell, T., Cumming toán được trình bày trong Bảng 5. Các số liệu W., 2010 [20] trong phần 3 dưới đây. Bảng 4. Kết quả phân tích các anion và hàm lượng SiO2 trong dung dịch nhiệt tại nguồn Mỹ Lâm Chỉ tiêu (mg/l) ML-01a ML-01b ML-01c Trung bình H2S+ HS 3,37 3,91 4,24 3,840 - HCO3 111,32 113,54 112,58 112,480 2- CO3 58,04 55,12 61,37 58,177 Cl- 18,51 20,65 20,82 19,993 2- SO4 13,21 13,16 11,75 12,707 - NO3 0,46 0,42 0,52 0,467 F 7,73 7,79 7,96 7,827 + NH4 0,48 0,55 0,59 0,540 SiO2 80,13 80,01 80,55 80,230 Bảng 5. Thành phần hoá học nguồn địa nhiệt Mỹ Lâm theo các kết quả nghiên cứu phục vụ luận giải nhiệt độ nguồn cấp, nguồn gốc thành tạo Đơn vị ML-01-Tb (*), Chỉ tiêu ML1 ML2 ML3 ML4 ML5 ML6 đo 2015 Nhiệt độ oC 65,000 58,50 63,00 63,00 64,00 67,00 65,50 pH - 8,470 8,20 7,50 7,30 8,13 8,53 6,90 Độ khoáng hoá (mg/l) 257,800 259,00 343,11 300,00 299,94 175,00 290,00 - HCO3 (mg/l) 112,480 125,40 129,40 134,20 133,63 140,00 146,40 Cl- (mg/l) 19,993 9,70 12,67 10,60 17,02 17,50 4,30 2- SO4 (mg/l) 12,707 13,12 11,66 28,20 10,57 12,80 15,60 Na+ (mg/l) 30,487 15,00 59,99 117,40 62,80 61,11 61,80 K+ (mg/l) 3,947 3,70 4,10 3,83 2,40 3,60 2,30 Ca2+ (mg/l) 4,013 6,90 7,55 6,32 9,02 4,00 2,40 Mg2+ (mg/l) 2,633 3,12 6,41 2,50 1,70 0,60 0,10 Ghi chú: (*) Thành phần hoá học trong dung dịch địa nhiệt nguồn Mỹ Lâm phục vụ luận giải do tập thể tác giả phân tích (tính theo trung bình). Các chú giải khác theo bảng 1 [17]. j 3. Luận giải và thảo luận cả các nghiên cứu, thăm dò và khai thác địa nhiệt trên thế giới đã được công bố trên các 3.1. Kết quả tính toán nhiệt độ dưới sâu nguồn nước khoáng nguồn Mỹ Lâm công trình hiện nay, tuy nhiên chưa được tính toán cho các nguồn trong khu vực nghiên cứu Để tính toán nhiệt độ dưới sâu nguồn nước một cách bài bản. Cơ sở của phương pháp này khoáng nguồn Mỹ Lâm, tập thể tác giả sử dụng là dựa vào tính chất hoà tan của các khoáng vật đồng thời nhiều cặp địa nhiệt kế khác nhau với trong nước nhiệt độ cao, cũng như các phản ứng mục đích xem xét tính cân bằng của các cặp ion giữa nước địa nhiệt và các đá vây quanh. Theo theo các mô hình của các phương pháp khác đó, ở mỗi một nhiệt độ nhất định và áp suất thì nhau. Đây là phương pháp được áp dụng cho tất khả năng hoà tan của khoáng vật hoặc phản ứng
7. H.V. Hiệp và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN: Các Khoa học Trái đất và Môi trường, Tập 32, Số 2S (2016) 81-94 87 giữa khoáng vật hay đá vây quanh với nước nhiệt độ cân bằng các cặp cation trong nhiệt kế nhiệt độ cao là khác nhau, theo thời gian các này chính là tỉ số Na+/K+. Tỉ lệ này giảm khi cặp ion được tồn tại cân bằng nhiệt động học nhiệt độ gia tăng và theo đó nồng độ của các với nhau. Khi dung dịch địa nhiệt chưa có các cation (Na+, K+) trong dung dịch bị khống chế cặp ion cân bằng nhiệt động được đưa lên mặt bởi các phản ứng cân bằng nhiệt độ với feldspar đất, chúng vẫn giữ được thành phần ban đầu. (albit và K-feldspar) (phản ứng 2). Kết quả Để xem xét các cân bằng này, chúng tôi tiến phân tích từ địa nhiệt kế này hay hơn so với địa hành thực hiện theo hai nhóm địa nhiệt kế dung nhiệt kế SiO2 là chúng ít bị phụ thuộc bởi quá dịch địa nhiệt (kết quả tính toán thể hiện trong trình pha loãng từ dung dịch vì hàm lượng Na+, Bảng 6) đó là: K+ trong dung dịch ít bị pha loãng. + + - Địa nhiệt kế SiO2: Địa nhiệt kế này dựa NaAlSi3O8 + K =KalSi3O8 + Na (2) vào mức độ hoà tan của các ion của nhóm SiO2 Các trạng thái cân bằng của cặp cation trong và nhiệt độ cần bằng nhiệt động học đối với dung dịch liên tục theo thời gian sẽ được thể từng khoáng vật riêng biệt [6]. Độ gia tăng sự hiện bằng tỉ lệ mol của các cặp ion tương ứng. hoà tan SiO2 và các dạng thù hình của SiO2 Trong nghiên cứu này, ngoài việc sử dụng các được sử dụng rộng rãi như một chỉ số nhiệt độ địa nhiệt kế có liên quan đến tỉ số giữa Na và K của bồn nhiệt [8]. Lý thuyết này được xem xét chúng tôi còn sử dụng thêm một loại địa nhiệt khi silic được hoà tan ở nhiệt độ cao dưới độ kế nữa đó là địa nhiệt kế Na-K-Ca được phát sâu ổn định trong dung dịch địa nhiệt và không triển và hiệu chỉnh theo Fournier, R. O. và kết tủa khi dung dịch địa nhiệt đi lên bề mặt. Trong các hệ thống địa nhiệt có nhiệt độ trên Truesdell, A.H., (1973) [5]. Ưu điểm chính của loại địa nhiệt kế này so với địa nhiệt kế SiO2 và 180°C, nồng độ silic dưới dạng H4SiO4 là một axit yếu bị kiểm soát bởi các trạng thái cân đặc biệt là địa nhiệt kế Na-K là độ chính xác bằng với thạch anh, trong khi ở nhiệt độ thấp cao hơn thậm chí đối với những vùng nước lạnh hơn các trạng thái cân bằng với chalcedon trở và hơi địa nhiệt, nước không cân bằng, những nên đáng kể hơn. Phản ứng độ hòa tan khoáng vùng có hàm lượng Ca cao có thể cung cấp một vật chứa silic có thể được thể hiện như sau: kết quả nhiệt độ cao khác thường khi sử dụng 0 SiO2rắn + 2H2O = H4SiO4 (1) địa nhiệt kế Na-K. Công thức tính nhiệt độ theo địa nhiệt kế Trên cơ sở nguyên lý tính toán nhiệt độ SiO2 [6] như sau: 731 nguồn cấp dưới sâu theo địa nhiệt kế của T oC = - 273,15 4, 52 + log(S) Fournier 1979 [7], Nivea và Nivea., 1987 [19]; Trong đó S là nồng độ silic tính theo mg/kg Truesdell., 1976 [23]; Arnórsson và nnk., 1983 (mg/l). [1] và địa nhiệt kế Na-K-Ca của Fournier & Các kết quả tính toán cho cặp địa nhiệt kế Truesdell., 1973 [5], tập thể tác giả tiến hành áp này được trình bày trong Bảng 6. dụng phần mềm phân tích địa nhiệt kế Liquid - Địa nhiệt kế cation (Na+, K+, Ca+): Đia Analysis-V3 [20] cho các kết quả tính toán nhiệt kế này dựa vào sự cân bằng nhiệt động của các cation theo các phản ứng trao đổi dưới nhiệt độ nêu tại Bảng 6. Theo đó, nhiệt độ tác động của nhiệt độ cao của nguồn địa nhiệt nguồn cấp dưới sâu của nguồn nước khoáng Mỹ o khu vực. Các phản ứng này bao gồm khoáng Lâm tính toán được nằm trong khoảng từ 159 C o vật có liên quan tới các cation Na+, K+, Ca+ và đến 258 C. H2O (phản ứng 2). Một trong những chỉ số cho
8. 88 H.V. Hiệp và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN: Các Khoa học Trái đất và Môi trường, Tập 32, Số 2S (2016) 81-94 Bảng 6. Kết quả tính toán nhiệt độ dưới sâu theo các địa nhiệt kế Địa Nhiệt độ Công thức Nguồn nhiệt kế (oC) o 731 SiO T C = - 273,15 159 Fournier 1977 2 4,52 + log(S) 1217 T oC = - 273,15 Na-K Na 241 Fournier, 1979 1, 483+ log K 856 T oC = - 273,15 Na-K Na 219 Truesdell, 1976 0,857+ log K 883 T oC = - 273,15 Na-K Na 258 Tonari, 1980 0, 78+ log K 1187 T oC = - 273,15 Na-K Na 228 Nivea và Nivea, 1987 1, 47 + log K o 933 Na-K T C = - 273,15 224 Arnórsson và nnk, 1983 0,933+ log(Na / K) 1647 T oC = - 273,15 1 Na-K-Ca log(Na / K)+ [log( Ca / Na)+ 2, 06]+ 2, 07 234 Fournier & Truesdell, 1973 3 ; 3.2. Đặc điểm nguồn gốc dung dịch địa nhiệt vùng nóng và vùng lạnh tại các vị trí nông sâu của nguồn Mỹ Lâm theo thành phần hoá học khác nhau, trong thực tế, các loại nước giàu hàm lượng Cl- nhìn chung được tìm thấy ở phía Trong công trình này, chúng tôi sử dụng dòng chảy bề mặt của hệ thống địa nhiệt trong mối quan hệ cân bằng nhiệt động của các hệ 2- khi hơi nước nóng chứa hàm lượng cao SO4 anion, cation từ nghiên cứu này và đồng vị bền thường phân bố ở phần trên cùng của trường địa 18 D/ O (kế thừa kết quả phân tích từ Cao Duy nhiệt [11]. Mức độ phân tách giữa các điểm dữ Giang và nnk., 2012 [4]) để xác định nguồn gốc liệu giữa nồng độ cao Cl- và nước bicacbonat và đặc điểm địa hóa của dung dịch địa nhiệt Mỹ - (HCO3 ) - chỉ thị cho sự tương tác một cách Lâm, cụ thể như sau: tương đối của dung dịch giàu CO2 ở nhiệt độ - Xác định nguồn gốc của dung dịch địa - thấp hơn và của nồng độ HCO3 , sự gia tăng này nhiệt theo tương quan của ba hợp phần thể hiện theo thời gian và khoảng cách với - 2- - Cl -SO4 -HCO3 : nguồn nhiệt. Theo Giggenbach, W.F. và Goguel R.L., Từ việc xem xét nguồn gốc của dung dịch - 2- 1989 [10], các biểu đồ ba hợp phần Cl -SO4 - này, nhiều kết quả phân tích ở các thời điểm - HCO3 được sử dụng để bước đầu phân loại khác nhau cho một nguồn Mỹ Lâm sẽ được xác mẫu dung dịch địa nhiệt [9, 10] dựa theo nồng định mối tương quan nguồn gốc theo biểu đồ - 2- - độ của các anion chính Cl , SO4 , HCO3 . Trong phân loại của Giggenbach, W.F. và Goguel - đó, anion Cl là nhân tố không tham gia vào các R.L., 1989 [10]. Trong đó tổng các nồng độ (S) phản ứng hoà tan các đá, nồng độ của nó là độc từ 3 nồng độ thành phần (Ci), đơn vị là mg/l: lập với cân bằng trong dung dịch địa nhiệt. Với S = CCl + CSO4 + CHCO3 đặc tính như vậy, anion Cl- được coi như một - - 2- Trong đó %Cl , % HCO3 và % SO4 được nhân tố chỉ thị cho việc phân loại các loại dung tính như sau: dịch địa nhiệt và ảnh hưởng của nó đến các quá - %- Cl = 100.(CCl/S) trình theo độ sâu. Trong trường địa nhiệt có 2- %- SO4 = 100.(CSO4/S)
9. H.V. Hiệp và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN: Các Khoa học Trái đất và Môi trường, Tập 32, Số 2S (2016) 81-94 89 - - %- HCO3 = 100.(CHCO3/S). lượng lớn anion HCO3 sẽ được hoà tan vào Thông qua vị trí phân bố trên biểu đồ (Hình trong dung dịch nhiệt trong quá trình đi lên của 3), với các vị trí khác nhau, có thể do sai số chúng theo áp lực. phân tích hoặc kỹ thuật phân tích khác nhau, - Xác định nguồn gốc của dung dịch địa nhiệt tuy nhiên có thể thấy rằng hầu hết các điểm đầu theo tương quan của ba hợp phần K-Na-Mg1/2: tập trung trong miền giàu hidrocabonat tới Để kiểm tra chính xác nguồn gốc của chúng 80-90%. Như vậy về mặt nguồn gốc của nước và đối sánh với thành phần đá gốc lộ ra trong khoáng nóng, dung dịch địa nhiệt nước khoáng khu vực nghiên cứu, chúng tôi tiến hành xem nóng Mỹ Lâm tập trung phần lớn về phía đỉnh xét theo tương quan của K-Na-Mg1/2 của theo của anion gốc hidrocabonat và theo phân loại Giggenbach, W.F. và Goguel R.L năm 1989. đó chúng thuộc phân vùng của nước ngoại vi, Theo đó biểu đồ tam giác ba hợp phần K-Na- hay còn gọi là nước nóng do nhiệt cung cấp từ Mg1/2 cũng tương tự như như biểu đồ tam giác - 2- - lòng đất chứ không phải trực tiếp từ dung dịch ba hợp phần chứa Cl -SO4 -HCO3 và vị trí của magma. Điều này chứng tỏ rằng nguồn cung các điểm dữ liệu trên sơ đồ cũng được tính toán - 2- cấp cho bồn địa nhiệt chính là từ nước bề mặt tương quan thành phầm tương tự như Cl -SO4 - - hoặc từ các tầng chứa nước nằm phía trên của HCO3 (hình 4), trong đó: 1/2 nguồn nhiệt. Nước lạnh từ các nguồn này sẽ S = CNa/1000 + CK/100 + CMg được ngấm, chảy xuống các tầng phía dưới tiến % Na = CNa/10S vào nguồn nhiệt nhờ có hoạt động của kiến tạo % K = CK/S 1/2 hiện đại là dập vỡ kiến tạo và bị nung nóng dần % Mg = 100CMg /S lên theo chiều sâu của tầng đất đá. Sau đó, một G - 2- - Hình 3. Biểu đồ ba hợp phần Cl -SO4 -HCO3 , xem xét nguồn gốc của nguồn nhiệt Mỹ Lâm [9, 19]. Số liệu biểu diễn theo kết quả nghiên cứu của tập thể tác giả (ML-01-Tb (*), 2015) và các nghiên cứu từ trước (M.Autret (1941); Phòng thí nghiệm Dầu khí (1981); Đại học Dược Hà Nội (1984); Tiệp Khắc (1988); Đại học Mỏ Địa chất (1999); Cao Duy Giang (2912). Ghi chú: các miền phân biệt nguồn gốc nước theo các vùng như nước trưởng thành (Mature waters), nước ngoại vi hay nước khí tượng (Peripheral waters), nước núi lửa (Volcanic waters) và nước bốc hơi (Steam heated waters).
10. 90 H.V. Hiệp và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN: Các Khoa học Trái đất và Môi trường, Tập 32, Số 2S (2016) 81-94 Biểu đồ ba hợp phần K-Na-Mg1/2 thường dựa theo các tổ hợp cân bằng của ion Na+, được dùng để dự đoán sự cân bằng theo nhiệt K+ trong các phản ứng trao đổi là chưa đủ về độ và ứng dụng thích hợp của việc nghiên cứu thời gian và điều kiện nhiệt độ của dung dịch nhiệt độ dung dịch địa nhiệt phù hợp theo các nhiệt. Thêm vào đó, các nghiên cứu trước đó địa nhiệt kế ion hoà tan [9]. Trên cơ sở đó, cũng đã chỉ ra rằng nồng độ Mg trong chất lỏng Giggenbach đã đưa ra một phương pháp đánh địa nhiệt giảm mạnh khi nhiệt độ tăng, và tất cả giá mức đạt được trạng thái cân bằng dung dịch các dung dịch giàu Mg được tìm thấy trong tự nhiệt và đá bao quanh. Biểu đồ có hai hệ thống nhiên thì hầu hết đã trải qua phản ứng giữa được thể hiện bằng hai tập các đường thẳng có dung dịch nhiệt và đá vây quanh trên đường đi các tỷ số Na/K và K/Mg1/2 không đổi, toả ra từ lên bề mặt ở nhiệt độ thấp hơn [8]. Theo đó, kết góc Mg1/2 và góc Na tương ứng. Theo đó, biểu quả này định hướng rằng dung dịch địa nhiệt đồ này là thích hợp cho việc dự đoán sự phụ nguồn Mỹ Lâm được làm nguội và pha trộn với thuộc nhiệt độ của các tổ hợp cân bằng toàn bộ các tầng đất đá của khu vực trong quá trình đi của khoáng vật chứa kali và natri sau khi chịu lên trên bề mặt hoặc cũng có thể là nước ngầm tác động của điều kiện địa nhiệt đến các tầng đá trong các tầng chứa dẫn đến sự tích tụ và gia [11]. Điều này chủ yếu dựa trên sự phụ thuộc tăng hàm lượng ion của nguyên tố Mg. nhiệt độ của phản ứng sau: Mặt khác, qua vị trí các điểm phân bố, K-feldspar + Na+ + K+ = Na-feldspar + chúng rơi vào trường có nguồn gốc gần với đá 0,8K - mica + 0,2chlorit + 5,4 silica + 2K+ có thành phần mafic. Điều này có nghĩa rằng +2 = 2,8K-feldspar + 5,4 silica + 16H2O + Mg dung dịch nhiệt dịch có thể liên quan tới các đá Từ kết quả thể hiện trong biểu đồ ba hợp mafic ở dưới sâu. Điều này khẳng định nguồn phần K-Na-Mg1/2, có thể nhận thấy nguồn nước gốc tổng thể của dung dịch khoáng nóng Mỹ khoáng Mỹ Lâm thuộc khu vực nước chưa Lâm có sự pha trộn và không liên quan nhiều trưởng thành định hướng đến góc Mg. Điều này đến đá lộ trên bề mặt hiện nay. chứng tỏ quá trình cân bằng của dung dịch nhiệt H Hình 4. Biểu đồ ba hợp phần K-Na-Mg1/2, xem xét nguồn gốc của nguồn nhiệt Mỹ Lâm [9, 20]. Số liệu biểu diễn theo kết quả nghiên cứu của tập thể tác giả (ML-01-Tb (*), 2015) và các nghiên cứu từ trước (M.Autret (1941); Phòng thí nghiệm Dầu khí (1981); Đại học Dược Hà Nội (1984); Tiệp Khắc (1988); Đại học Mỏ Địa chất (1999); Cao Duy Giang (2012). Ghi chú: Vùng gạch chéo là miền cần bằng từng phần (partial Equilibration), miền không gạch chéo (immature waters) là miền nước chưa thực sự cân bằng và cân bằng toàn phần hay nước trưởng thành.
11. H.V. Hiệp và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN: Các Khoa học Trái đất và Môi trường, Tập 32, Số 2S (2016) 81-94 91 - Xác định nguồn gốc của dung dịch địa tính toán được biểu diễn trên biểu đồ (Hình 5) 18 nhiệt theo tương quan tỷ lệ đồng vị bền của về tương quan đồng vị δD và δ O của Hydro (2H hay deuterium) và oxy (18O) [8]: Powell, T., Cumming W., 2010 [20]. G Hai đồng vị bền của hydro và oxy là thành phần cấu tạo của phân tử nước. Trong tự nhiên, nước luôn luôn vận động theo chu trình mà theo đó thành phần đồng vị của nước sẽ thay đổi trong các quá trình chuyển pha từ lỏng sang hơi, hơi sang lỏng hoặc rắn. Thành phần đồng vị của nước được thể hiện qua ký hiệu delta (δ). Thành phần đồng vị deuterium và oxy 18 theo định nghĩa được tính bằng công thức: æ 2 R - 2 R ö æ 2 R ö d 2 H = ç sample ref ÷ = ç sample -1÷.1000 Hình 5. Biểu đồ thể hiện mối tương quan δD (‰) ç 2 R ÷ ç 2 R ÷ è ref ø è ref ø (Delta Deuterium) và δ18O (‰) (Delta Oxygen 18) æ 18 18 ö æ 18 ö 18 Rsample - Rref Rsample được xây dựng trên cơ sở các kết quả phân tích d O = ç ÷ = ç -1÷.1000 2 18 ç 18R ÷ ç 18R ÷ thành phần đồng vị bền D ( H) và O [4, 20]. è ref ø è ref ø  là biểu thị cho tỷ lệ đồng vị của dung dịch địa 2 2 Trong đó: Rsample, Rref là tỷ số đồng vị nhiệt Mỹ Lâm. 2H/1H, tương ứng, trong mẫu nghiên cứu và 18 sample 18 ref mẫu chuẩn; R và R là tỷ số đồng vị Theo biểu đồ thể hiện mối tương quan của 18 16 O/ O, tương ứng, trong mẫu nghiên cứu và cặp đồng vị δD và δ18O (Hình 5), vị trí nguồn trong mẫu chuẩn. gốc của nước khoáng nóng của nguồn địa nhiệt Mối tương quan tuyến tính giữa δ2H và Mỹ Lâm nằm trên đường nước nguồn gốc khí δ18O trong nước mưa trên phạm vi toàn cầu gọi tượng (meteoric trend line), gần đường có là đường nước khí tượng toàn cầu và của khu nguồn gốc pha trộn (mixing line). Với kết quả vực gọi là đường nước khí tượng khu vực. này, cho thấy nước khu vực Mỹ Lâm hoàn toàn Đường nước khí tượng khu vực được sử dụng là nước có nguồn gốc từ trên bề mặt được nung cùng với mối quan hệ δ2H - δ18O trong các mẫu nóng bởi hơi nóng liên quan đến dung dịch nước nghiên cứu để giải thích nguồn gốc các magma mafic kiềm như được miêu tả tại hoạt tầng chứa nước phạm vi khu vực. Trên cơ sở sự động biến chất trẻ các đá hoa chứa ruby trong 2 1 khu vực tại các công trình đã công bố về địa khác nhau về tỷ số đồng vị H/ H và tỷ số đồng chất khu vực thời gian gần đây [14, 15, 18]. vị 18O/16O của nước đại dương và nước khí Như vậy, đối chiếu với các kết quả luận giải tượng cũng như các nguồn nước mặt có liên nguồn gốc theo các biểu đồ ba hợp phần, các đặc quan để so sánh với kết quả của mẫu nghiên cứu điểm địa chất-địa động lực (đã trình bày ở trên) mà đánh giá về nguồn gốc hay mức độ hòa trộn có thể kết luận rằng trong phạm vi phân bố của của các nguồn gốc trong mẫu nghiên cứu [22]. nguồn nhiệt, dung dịch địa nhiệt được hình thành Trong nghiên cứu này, chúng tôi sử dụng từ nước lạnh có nguồn gốc trên bề mặt hoặc các kết quả phân tích thành phần đồng vị của Cao tầng chứa nước phía trên của nguồn nhiệt. Quá Duy Giang và nnk năm (2012). Áp dụng mô trình này, có thể nhìn nhận theo mô hình cơ chế hình của Rozanski K., và nnk [22] để xem xét hoạt động của nguồn địa nhiệt theo một mô hình nguồn gốc của dung dịch địa nhiệt Mỹ Lâm trên của White D.E. và nnk (1971) [25] như trình bày cơ sở kết quả phân tích của từ công trình của trong Hình 6. Trong đó, nước từ bề mặt được Cao Duy Giang và nnk năm (2012) [4]. Kết quả ngấm xuống thông qua các hệ thống đứt gẫy, rồi
12. 92 H.V. Hiệp và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN: Các Khoa học Trái đất và Môi trường, Tập 32, Số 2S (2016) 81-94 đưa lên bề mặt theo cơ chế tuần hoàn sâu. Điều dung dịch nhiệt như theo các kết quả luận giải từ này được minh chứng bởi sự hoà tan của các tầng các biều đồ phân loại dựa theo đồng vị và tương 1/2 - 2- - đất đá thông qua các phản ứng trao đổi ion và sự quan ba hợp phần K-Na-Mg , Cl -SO4 -HCO3 . thay đổi của một số ion phụ thuộc vào nhiệt độ dJ Hình 6. Cơ chế hoạt động của nguồn địa nhiệt Mỹ Lâm theo nguồn gốc khí tượng theo mô hình của White, D.E., và nnk (1971) [25]. - 1/2 4. Kết luận HCO3 và K-Na-Mg , cũng như mô hình nguồn gốc dựa vào đồng vị bền δD và δ18O, Qua kết quả nghiên cứu, đánh giá đặc điểm cho phép khẳng định rằng nguồn gốc của thành phần hoá học dung dịch nhiệt của nguồn nước khoáng nóng Mỹ Lâm có nguồn gốc khí nước khoáng Mỹ Lâm - Tuyên Quang, trên cơ tượng (nước ngoại vi), thuộc vùng nước chưa sở đối sánh với các nghiên cứu đã thực hiện trưởng thành. trước đó, công trình đi sau luận giải nguồn gốc, - Quá trình hình thành nguồn nước khoáng tính toán nhiệt độ nguồn cấp dưới sâu cho phép này được diễn giải theo mô hình của nhóm tác đi đến kết luận như sau: giả đề xuất như sau: Nước mặt và nước ngầm - Các kết quả tính toán nhiệt độ nguồn của được dẫn xuống theo các hệ thống đứt gãy và dung dịch địa nhiệt Mỹ Lâm bằng các địa nhiệt được nung nóng do nhiệt của dung dịch nguồn kế khác nhau khẳng định nhiệt độ của nguồn gốc magma mafic từ manti. Nước được nung cấp dưới sâu của nguồn nước khoáng nằm trong o o nóng tạo hơi và được đi lên bề mặt theo quá khoảng từ 159 C đến 258 C. trình đối lưu theo một cơ chế tuần hoàn sâu. - Theo kết quả phân loại nguồn gốc dung Trong quá trình đi lên trên bề mặt, dung dịch dịch địa nhiệt bằng các mô hình khác nhau trên - 2- địa nhiệt được làm nguội do pha trộn với cơ sở các tương quan ba hợp phần Cl -SO4 - nước ngầm.
13. H.V. Hiệp và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN: Các Khoa học Trái đất và Môi trường, Tập 32, Số 2S (2016) 81-94 93 - Với kết quả nghiên cứu này, cần có thêm [9] Giggenbach, W.F., Geothermal solute nghiên cứu chuyên sâu liên quan đến tính toán equilibria, Derivation of Na-K-Mg-Ca geoindicators, Geochim, Cosmochim, Acta 52, lưu lượng, năng lượng hữu ích và xác định quy (1988) 2729-2765. mô bồn chứa để có thể khai thác cho các mục [10] Giggenbach, W.F. and Goguel R.L., Collection tiêu khác với các ứng dụng hiện tại, qua đó có and analysis of geothermal and vocanic water thể khai thác tốt hơn nguồn tài nguyên năng and gas discharges, Report No. CD 2401, Department of Scientific and Industrial lượng này cho phát triển kinh tế xã hội. Research. Chemistry Division. Pentone, New Zealand, 1989. Lời cảm ơn [11] Giggenbach, W.F., Chemical techniques in geothermal exploration, In: D’Amore, F. Bài báo được hoàn thành với sự hỗ trợ kinh (coordinator), Application of geochemistry in phí của đề tài “Nghiên cứu, đánh giá tổng thể geothermal reservoir development, UNITAR/UNDP publication, Rome (1991) tiềm năng các bồn địa nhiệt vùng Tây Bắc”, mã 119-142. số KHCN-TB.01T/13-18. [12] John W. Lund and Tonya L. Boyd, Direct Utilization of Geothermal Energy 2015 Tài liệu tham khảo Worldwide Review, Proceedings World Geothermal Congress 2015, Melbourne, [1] Arnórsson, S., Gunnlaugsson, E., and Australia, 2015. Svavarsson, H., The chemistry of geothermal [13] Lindal, B., Industrial and other applications of waters in Iceland III, Chemical geothermometry geothermal energy, In: Armstead, in geothermal investigations, Geochim, H.C.H., ed., Geothermal Energy, UNESCO, Cosmochim, Acta, 47 (1983) 567-577. Paris (1973) 135 - 148. [2] Ármannsson, H and Ólafsson, M., Collection of [14] Leloup, P.H., Arnaud, N. & Lacassin, N. (1998): geothermal fluids for chemical analysis, Report, Formation of ruby in the Red river metamorphic ÍSOR-2006/16 (2006) 11. zone. Proc. Nat. Centre for Natural Sciences and [3] Bản đồ Địa chất và khoáng sản tỷ lệ 1/200.000, Technology 10(1), 143-148. Tờ Tuyên Quang, Cục Địa chất và Khoáng sản [15] Maluski, H., Lepvrier C., Jolivet, L., Carter, A., Việt Nam, 2001. Roques, D., Beyssac, O., Tạ Trong Thang., Nguyễn Đuc Thang., & Avigad, D. (2001): Ar– [4] Cao Duy Giang và nnk., Điều tra đánh giá tài Ar and fi ssion-track ages in the Song Chay nguyên địa nhiệt vùng Đông Bắc Bắc Bộ Việt Massif: early Triassic and Cenozoic tectonics Nam, Báo cáo đề tài, Viện Khoa học Địa chất và in northern Vietnam. J. Asian Earth Sci. 19, Khoáng sản, Hà Nội, 2012. 233-248. [5] Fournier, R. O. and Truesdell, A.H., An [16] Michel Faure, Claude Lepvrier, Nguyen Van Emporocal Na - K - Ca geothermometer for Vuong, Vu Van Tich, Wei Lin, Zechao Chen. natural water, Geochim, Cosmochim Acta, Vol The South China Block-Indochina collision: 37 (1973) 1255-1275. where, when, and how?. Journal of Southeast [6] Fournier R.O., Chemical geothermometers and Asian earth sciences, Elsevier, (2014), 79, mixing models for geothermal systems, pp.260-274. Geothermics, Vol. 5 (1977) 41-50. [17] Võ Công Nghiệp và nnk., Nước khoáng [7] Fournier R.O. and Truesdell, A.H., nước nóng Việt Nam - Tính sổ 100 năm Geochemical And Hydrologic Considerations điều tra nghiên cứu và sử dụng. Báo cáo tại And The Use Of Enthalpy-Chloride Diagrams hội nghị khoa học địa chất lần thứ 3, Tập 2, In The Prediction Of Underground Conditions Hà Nội (1999). In Hot-Spring Systems, Exploration Activity: [18] Ngụy Tuyết Nhung và nnk., Nghiên cứu đặc Geothermometry At International Geothermal điểm khoáng vật học, ngọc học và điều kiện Area, New Zealand, 1979. thành tạo đá quý khu mỏ Lục Yên và Quỳ Châu. [8] Fournier R.O. and Potter R.W., A revised and Báo cáo tổng kết Đề tài NCCB Bộ KHCN, expanded silica (quartz) geothermometer, (2004-2005). Geotherm, Resourc, Counc, Bull., Vol. 11 [19] Nivea, D. ve Nivea R., Developments in (1982) 3-12. Geothermal Energy in Mexico, Part 12 - A
14. 94 H.V. Hiệp và nnk. / Tạp chí Khoa học ĐHQGHN: Các Khoa học Trái đất và Môi trường, Tập 32, Số 2S (2016) 81-94 Cationic Geothermometer for Prospecting of McKenzie, and S. Savin eds.), Geophys, Geothermal Resources, Heat Recovery Systems Monogr., 78: (1993) 1-37. and CHP, 7 (1987) 243-28. [23] Truesdell, A.H., Summary of section III - [20] Powell, T., Cumming W., Liquid analysis- geochemical techniques in exploration, Geochemical Plotting Spreadsheet. Workshop on Proceedings of the 2nd U.N, Symposium on the Geothermal Reservoir Engineering, Stanford Development and Use of Geothermal Resources, University, Stanford, California, 2010. San Francisco, 1, (1976) liii- lxxix. [21] Roger, F., Leloup, P.H., Jolivet, L., Lacassin, R., [24] Scharer, U., Tapponier, P., Lacassin, P.H., Phan Trong Trinh, Brunel, M. & Seward, D. Leloup, P.H., Zhong, D. & JI, S. (1990): (2000): Long and complex thermal history of the Intraplate tectonics in Asia: a precise age for Song Chay metamorphic dome (northern large-scale Miocene movement along the Ailao Vietnam) by multi-system geochronology. Shan - Red River shear zone, China. Earth Tectonophysics 321, 449-466. Planet. Sci. Lett. 97, 65-77. [22] Rozanski K., Agaruas-Agaruas L., and [25] White, D.E., Buf er, L.J.P., and Truesdell, A.H., Ginfiantini R., Isotopic pattern in modern global Vapor dominated Hydrothermal Systems precipitation, In: Climate change in continental Compared with Hot-Water Systems, Economic isotopic record (P.K. Swart, K. L. Lohman, J. A. Geology, Vol. 66, (1971) 75-97. Geochemical Characteristics and Origin of the My Lam Geothermal Resource, Tuyen Quang Province Hoang Van Hiep1, Tran Trong Thang2, Dang Mai1, Vu Van Tich1, Nguyen Dinh Nguyen1, Pham Xuan Anh3, Nguyen Thi Oanh1, Vu Viet Duc1 1Faculty of Geology, VNU University of Science, 334 Nguyen Trai, Thanh Xuan, Hanoi, Vietnam 2Vietnam Insitut of Geoscience and Mineral Resources - MONRE 3Vietnam Oil and Gas Group Abstract: Hot water samples were collected from a production well in the My Lam geothermal field to analyze for chemical composition using various analytical methods, including AAS and ICP-OES. The data were interpreted with the aim to clarify the temperature and origin of My Lam - 2- - 1/2 geothermal source. The ternary Cl -SO4 -HCO3 and Na-K-Mg at thermodynamic equilibrium were used to determine the origin of the geothermal springs. The My Lam hot water is of flour-sulfurhydro- silic type. The reservoir temperatures were determined using quartz, Na/K/Ca and Na/K geothermometers, that vary from 159oC to 258oC. Oxygen and hydrogen stable isotopic models were used to define the origin of the geothermal fluid component. The source temperature and origin of the geothermal hot springs in the My Lam area is believed to relate to ultra-alkalin mafic magmatic fluid activities in this area, which penetrated to the surface due to regional active tectonic activities relating to Red River fault zone. Keywords: Geothermal resources, geothermometry, hot water, stable isotopes, geochemistry, My Lam geothermal resource.