BÁO CÁO CÁ NHÂN “BÁO CÁO XÂY DỰNG TỔ HỢP CÁC PHƯƠNG PHÁP ĐIỀU TRA NGHIÊN CỨU ĐÁNH GIÁ NGUỒN ĐỊA NHIỆT BẰNG CÁC PHƯƠNG PHÁP VIỄN THÁM, ĐỊA CHẤT, ĐỊA VẬT LÝ”

BỘ TÀI NGUYÊN VÀ MÔI TRƯỜNG
VIỆN KHOA HỌC ĐỊA CHẤT VÀ KHOÁNG SẢN

NHIỆM VỤ THƯỜNG XUYÊN THEO CHỨC NĂNG
NĂM 2018
TÊN NHIỆM VỤ:
MÃ SỐ:

NGHIÊN CỨU XÂY DỰNG TỔ HỢP CÁC PHƯƠNG PHÁP
ĐIỀU TRA, NGHIÊN CỨU ĐÁNH GIÁ NGUỒN ĐỊA NHIỆT
VĐCKS.2018.02 (03/2018/PGV- NVTXTCN)

BÁO CÁO CÁ NHÂN
“BÁO CÁO XÂY DỰNG TỔ HỢP CÁC PHƯƠNG PHÁP ĐIỀU TRA
NGHIÊN CỨU ĐÁNH GIÁ NGUỒN ĐỊA NHIỆT BẰNG CÁC
PHƯƠNG PHÁP VIỄN THÁM, ĐỊA CHẤT, ĐỊA VẬT LÝ”

HÀ NỘI, 11-2018
BỘ TÀI NGUYÊN VÀ MÔI TRƯỜNG

1
1


VIỆN KHOA HỌC ĐỊA CHẤT VÀ KHOÁNG SẢN

NHIỆM VỤ THƯỜNG XUYÊN THEO CHỨC NĂNG
NĂM 2018

TÊN NHIỆM VỤ:
MÃ SỐ:

NGHIÊN CỨU XÂY DỰNG TỔ HỢP CÁC PHƯƠNG PHÁP
ĐIỀU TRA, NGHIÊN CỨU ĐÁNH GIÁ NGUỒN ĐỊA NHIỆT
VĐCKS.2018.02 (03/2018/PGV- NVTXTCN)

BÁO CÁO CÁ NHÂN
“BÁO CÁO XÂY DỰNG TỔ HỢP CÁC PHƯƠNG PHÁP ĐIỀU TRA
NGHIÊN CỨU ĐÁNH GIÁ NGUỒN ĐỊA NHIỆT BẰNG CÁC
PHƯƠNG PHÁP VIỄN THÁM, ĐỊA CHẤT, ĐỊA VẬT LÝ”

CHỦ TRÌ THỰC HIỆN

NGƯỜI THỰC HIỆN

Nguyễn Hồng Quang

Bùi Xuân Khải

CƠ QUAN CHỦ TRÌ
VIỆN KHOA HỌC ĐỊA CHẤT VÀ KHOÁNG SẢN

HÀ NỘI, 11-2018

2
2


MỤC LỤC

3

3


I. TỔNG QUAN
1. Tổng quan về địa nhiệt
Địa Nhiệt là nguồn nhiệt năng có sẵn trong lịng đất. Cụ thể hơn, nguồn
năng lượng nhiệt này tập trung ở khoảng vài km dưới bề mặt Trái Đất, phần trên
cùng của vỏ Trái Đất. Cùng với sự tăng nhiệt độ khi đi sâu vào vỏ Trái Đất,
nguồn nhiệt lượng liên tục từ lịng đất này được ước đốn tương đương với với
một khoảng năng lượng cỡ 42 triệu MW. Lịng đất thì vẫn tiếp tục nóng hằng tỷ
năm nữa, đảm bảo một nguồn nhiệt năng gần như vơ tận. Chính vì vậy Địa
Nhiệt được liệt vào dạng năng lượng tái tạo.
Nguồn nhiệt lượng này được chuyển lên mặt đất qua dạng hơi hoặc nước
nóng khi nước chảy qua đất đá nóng. Nhiệt lượng thường được sử dụng trực
tiếp, ví dụ như hệ thống điều hòa nhiệt độ (bơm địa nhiệt), hoặc chuyển thành
điện năng (nhà máy nhiệt điện).
Địa nhiệt là dạng năng lượng sạch và bền vững. So với các dạng năng lượng
tái tạo khác như gió, thủy điện hay điện mặt trời, địa nhiệt không phụ thuộc vào
các yếu tố thời tiết và khí hậu. Do đó địa nhiệt cũng có hệ số công suất rất cao,
nguồn địa nhiệt luôn sẵn sàng 24h/ngày,7 ngày trong tuần.
Cho đến nay, hơn 30 quốc gia trên thế giới đã khai thác tổng cộng 12.000
MW địa nhiệt cho các ứng dụng trực tiếp và sản xuất hơn 8.000 MW điện. Tại
một vài quốc gia đang phát triển, địa nhiệt điện chiếm một vai trò đáng kể trong
việc đáp ứng nhu cầu điện.
Các nhà máy địa nhiệt có giới hạn cơng suất từ 100 kW cho đến 100 MW,
phụ thuộc vào nguồn năng lượng vào nhu cầu điện năng. Kỹ thuật này rất thích
hợp cho điện khí hóa nơng thơn và các ứng dụng mạng lưới mini (mini-grid),
bên cạnh ứng dụng trong việc hòa mạng quốc gia. Tại các quốc gia có nguồn tài
nguyên eo hẹp hoặc có điều kiện khí hậu khắc nghiệt, địa nhiệt điện có thể đóng
một vai trị rất hữu dụng. Các ứng dụng trực tiếp của địa nhiệt có thể góp phần

tăng đáng kể sản lượng nông nghiệp và ngư nghiệp (nuôi trồng thủy hải sản) và
cung cấp nhiệt cho các q trình xử lý cơng nghiệp phụ trợ. Nguồn địa nhiệt
được xem là đặc biệt quan trọng đối với các quốc gia đang phát triển mà lại
khơng có các nguồn tài nguyên năng lượng như than, dầu và khí tự nhiên.
2. Nguồn Năng Lượng Địa Nhiệt
Nguồn địa nhiệt liên quan mật thiết đến cấu trúc nhiệt độ của Trái Đất và
chu trình đối lưu nhiệt trong lịng Trái Đất. Nhiệt độ của Trái Đất tăng dần theo
độ sâu và đạt đến 4.200oC tại tâm (Hình1.a).
4

4


Hình 1. a) Cấu trúc nhiệt độ sơ giản và b) các dạng biểu hiện của nguồn địa nhiệt
thường quan sát được trên mặt đất như lỗ/khenúi lửa (fumarole), suối nước nóng(hot
spring), bọt bùn (mud pot) và một số dạng khác (Nguồn: Geothermal education Ofice)

5

5


Hình 2. a) Vỏ trái đất khơng phải là một khối vật chất liền mạch mà bị phân chia ra
thành các mảng lớn. Do động lực của đối lưu nhiệt phía dưới, các mảng này có thể dịch
chuyển ra xa nhau (đới phân kỳ) hoặc hút vào nhau (đới hội tụ), hoặc trượt ngang qua nhau
ở một vận tốc rất chậm (vài cm/năm).b) tại đới phân kỳ ở giữa các đại dương (spreading
center) và tại nft lục địa , vỏ Trái đất được “tái sinh” . Tại các đới hội tụ các mảnh có thể
trượt chồm lên nhau (subduction). ở rìa của mảng trượt chìm, magma có thể dâng lên về phía
bề mặt Trái đất. Tại những nơi vỏ Trái đất “yếu”, magma có thể phụ trào lên mặt đất trở
thành lava. Tuy nhiên đa phần magma không phun trào lên đến mặt đất mà chỉ thường đun

nóng một diện tích khổng lồ các lớp đất đá bên dưới mặt đất, đồng thời đun nóng các dịng
nước ngầm (bắt nguồn từ nước mưa thấm qua bề mặt đất hoặc len theo các đứt gãy bề mặt
xuống sâu trong lòng đất). Nước ngầm bị nung nóng có thể dâng lên mặt đất dưới dạng hơi
nước hoặc dưới dạng nước nóng. Đây chính là nguồn địa nhiệt mà con người đang khai thác.

6

6


Một phần trong tổng khối nhiệt lượng khổng lồ trong lịng Trái Đất này
bắt nguồn từ q trình hình thành hành tinh trong khoảng 4,5 tỷ năm trước (Trái
Đất hình thành từ một khối cầu vật chất cực nóng, nguội dần từ trong ra ngồi
qua q trình quay quanh trục), và phần cịn lại là kết quả của q trình phân rã
của các nguyên tố phóng xạ tồn tại trong lõi Trái Đất. Theo nguyên lý tuần hoàn
nhiệt lượng từ nơi nhiệt độ cao xuống nhiệt độ thấp, dòng nhiệt của Trái Đất di
chuyển từ trong lõi ra ngoài vỏ.
Dưới tác động của một quá trình địa chất gọi là kiến tạo mảng (xem tài
liệu VnGG), vỏ Trái Đất được phân ra thành 12 mảng lớn (mảng kiến tạo, Hình
2.a) và được tái tạo (tái sinh) một cách chậm chạp qua hàng triệu năm. Các
mảng này di chuyển tương đối với nhau (phân tách hoặc hội tụ) với tốc độ vài
cm/năm. Khi hai mảng kiến tạo va chạm vào nhau, 1 mảng có thể hút chìm
xuống mảng cịn lại, tạo nên các trũng đại dương và gây ra động đất (Hình 2.b).
Đây chính là nơi vỏ Trái Đất trở nên yếu hơn bình thường, cho phép vật chất
nóng từ trong lòng đất dịch chuyển lên mặt. Ở độ sâu lớn tại đới hội tụ, ngay bên
dưới mảng sụp chìm, nhiệt độ tăng lên đủ cao đến nung chảy đất đá và tạo ra
magma (nham thạch). Do có mật độ thấp hơn khối đất đá xung quanh, magma di
chuyển lên phía trên vỏ Trái Đất và mang theo nhiệt lượng cùng với nó. Đơi khi
magma di chuyển lên tới bề mặt Trái Đất thông qua các điểm yếu của vỏ Trái
Đất và phun trào lava tại các miệng núi lửa. Tuy nhiên, đa phần magma được

giữ lại trong vỏ Trái Đất và nung nóng đất đá và các khối nước ngầm
(subterranean water). Một phần khối nước nóng này có thể di chuyển lên mặt đất
thông qua các đới đứt gãy hoặc khe đá rạn (cracks), hình thành suối nước nóng
(hay là geysers, mạch nước nóng). Một khi khối nước nóng và hơi nước này bị
“bẫy” do khối đất đá không thấm (impermeable) ở phía bên trên và được giữ lại
trong khối đất đá thấm (permeable), bồn trũng địa nhiệt được hình thành (Hình
3). Các bồn trũng này chính là nguồn địa nhiệt có thể được dùng trực tiếp hoặc
để sản xuất điện qua hệ thống turbine hơi nước (steam turbine).

7

7


Hình 3. a) Bể địa nhiệt được hình thành khi nước nóng và hơi nước dâng lên bề mặt và bị
“bẫy“ bởi tầng đá “nóc” khơng thấm và được giữa lại bởi đá rỗng; b) mơ hình một hệ địa
nhiệt lý tưởng. Một hệ địa nhiệt bao gồm 3 thành phần: nguồn nhiệt (heat source), bể địa
nhiệt (reservoir) và lưu chất địa nhiệt (heat trasntsfer fluid). Nguồn nhiệt có thể là magma
intrution có nhiệt độ cao (>6000) dâng lên phần trên cùng của vỏ trái đất (5-10km), hoặc chỉ
đơn giản là nhiệt độ chuẩn của trái đất tăng theo độ sâu trong một số trường hợp hệ địa nhiệt
nhiệt độ thấp. Bể địa nhiệt là một khối đất thấm (permeable) cho phép chất lỏng hồi chuyển
nhiệt có thể chảy qua thu nhiệt từ nguồn. Bể địa nhiệt thường được “phủ” bởi đá không thấm
((impermeable rock) và thông với một khu vực “tái sinh” trên bề mặt thơng qua đó lưu chất
địa nhiệt có thể được lưu thơng và tái sử dụng qua hệ thống các bơm lỗ khoan. Chất lỏng địa
nhiệt có thể là nước ngầm đa phần là meteoric water ở pha lỏng hoặc khí tùy thuộc vào nhiệt
độ và áp suất bồn. lưu chất này thường mang các hợp chất hóa học hoặc khí như CO 2, H2S…
(Nguồn: Geothermal education Ofice &IGA)

8

8


Có 5 dạng nguồn địa nhiệt khác nhau, trong đó chỉ có bồn trũng thủy địa
nhiệt (hydrothermal reservoirs) và năng lượng trái đất (earth energy) là đã được
đưa vào khai thác thương mại. 3 dạng còn lại, nước muối địa áp (geopressureed
brine), đá khơ nóng (dry hot rock) và magma, vẫn cịn u cầu phát triển các kỹ
thuật cao/tân tiến.
• Bể thủy nhiệt là các bể chứa hơi hoặc nước nóng bị bẫy trong đá porous
(Hình 3). Để sản xuất điện, hơi hoặc nước nóng được bơm từ các bể lên
mặt đất để vận hành các turbin phát điện. Do nguồn hơi nước tương đối
hiếm, nên hầu hết các nhà máy địa nhiệt sử dụng nguồn nước nóng. Chi
tiết về kỹ thuật sẽ được giới thiệu ở phần sau.
• Đá khơ nóng: địa nhiệt có thể được khai thác từ một số các nguồn đá khô,
không thấm ở độ sâu khoảng 5-10 m dưới mặt đất, hoặc thậm chí nơng
hơn ở một số khu vực. Ý tưởng chủ đạo là bơm nước lạnh xuống nguồn
đá khô này tại một giếng khoan, cho khối nước này chảy qua nguồn đá
khô và được nung nóng, sau đó dẫn khối nước được nung nóng ra một
giếng khoan khác và trữ trong bể địa nhiệt. Tuy nhiên hiện nay vẫn chưa
có ứng dụng thương mại nào cho kỹ thuật này (xem Hình 4).

Hình 4. Sơ đồ cơng nghệ khai thácđịa nhiệt dạng khơ nóng (hot dry rock.
HDR). Dự án HDR đầu tiên được thử nghiệm vào năm 1970 tại Los Alamos, Neww
Mexico, Hoa Kỳ. Thông qua các giếng khoan đặc biệt, nước áp suất cao được bơm
vào khu đá nhiệt độ cao, nén cặt nhằm gây ra hiện tượng “rạn” thủy lực (hydraulic

9

9

fracturing). Nước sẽ thấm vào các khe rạn “nhân tạo”này, từ đó thu nhiệt của lớp địa
nhietj cao ở xung quanh, tương tự như dạng bồn địa nhiệt tự nhiên . Bồn địa nhiệt này
sau đó sẽ được khoan đến qu một giếng thứ haiddeer thu nhiệt của lưu chất được đun
nóng. Do đó, hệ HDR bao gồm (i) lỗ khoan dùng để tạo “rạn” thủy lực qua đó được
bơm vào (ii) bồn địa nhiệt nhân tạo và (iii) giếng khoanđể thu lưu chất nhiệt độ cao.
Toàn bộ hệ thống này có thể tạo thành một chu kỳ hồn tồn khép kín(garnish, 987)
( Nguồn: IGA và Deep Heat Mining project (DHM), Thụy Sỹ)
•

•

Magma: tất cả các kỹ thuật địa nhiệt hiện nay đều chỉ khai thác “gián
tiếp” nhiệt năng từ lòng đất do magma chuyển lên. Hiện tại vẫn chưa có
kỹ thuật này cho phép khai thác trực tiếp nhiệt lượng từ magma, mặc dù
magma là nguồn nhiệt lượng cực kỳ dồi dào trong vỏ Trái Đất.
Nước muối địa áp là dạng nước nóng, áp suất cao và chứa methane hịa
tan. Cả nhiệt và methane đều có thể được sử dụng để sản xuất điện thông
qua turbine.

II. CÁC PHƯƠNG PHÁP ĐIỀU TRA ĐÁNH GIÁ NGUỒN ĐỊA NHIỆT
1. Tổng quan các phương pháp điều tra đánh giá nguồn địa nhiệt
Mặc dù nguồn địa nhiệt không thể quan sát trực tiếp trên bề mặt đất
nhưng lại có rất nhiều phương pháp có thể cung cấp các thông tin về sự tồn tại
của nó trong những điều kiện nhất định, thậm chí có thể cung cấp cả những
thông tin về chất lượng của nguồn địa nhiệt từ những vị trí trên mặt đất hay từ
không gian. Các phương pháp điều tra, khảo sát trên mặt nguồn địa nhiệt rất ít
khi thành cơng bởi các kết quả thu được thường đưa ra một bức tranh khơng
hồn chỉnh về địa chất - địa nhiệt. Tuy nhiên, các phương pháp này lại thường
kinh tế hơn nhiều so với các phương pháp khảo sát bên dưới mặt đất. Các

phương pháp địa chất đưa ra những nhận định quan trọng ban đầu cho mọi
phương pháp khảo sát nguồn địa nhiệt khác, bao gồm phân tích các tài liệu địa
chất và khảo sát ngoài thực địa. Phương pháp viễn thám, nghĩa là phương pháp
điều tra từ máy bay hay và vệ tinh đã đang trở thành một công cụ hữu hiệu cho
nghiên cứu nguồn địa nhiệt. Cuối cùng, các phương pháp địa vật lý mà đặc biệt
là phương pháp điện và phương pháp địa chấn đã cung cấp cho ta những thông
tin gián tiếp về nguồn địa nhiệt. Do vậy, các thông số địa chất - địa nhiệt phải
được suy luận, giải đoán ra từ các tài liệu khảo sát trên bề mặt. Tuy nhiên, trong
khi nghiên cứu cần phải kết họp với tài liệu khảo sát dưới mặt đất đế đánh giá độ
họp lý của các tài liệu thu được từ các phương pháp bề mặt.
2. Phương pháp viễn thám
Các hình ảnh về trái đất thu được từ máy bay hay vệ tinh ở những bước
10

10


sóng điện từ khác nhau có thể cung cấp cho ta những thơng tin hữu ích liên quan
đến điều kiện tồn tại của nguồn địa nhiệt. Công nghệ viễn thám đã và đang phát
triển nhanh chóng những năm gần đây trong khi việc ứng dụng của nó trong
nghiên cứu tài nguyên địa nhiệt vẫn còn đang được nghiên cứu và khám phá.
Hơn nữa, việc sẵn có các bức ảnh này ở các hãng tư nhân và các cơ quan đã làm
thúc đẩy việc ứng dụng chúng.
Nghiên cứu các bức ảnh máy bay đen trắng ba chiều có thể thu được
những thông tin quan trọng. Các cấu trúc địa chất, màu sắc và địa hình quan sát
được có thể phân biệt được sự khác nhau về điều kiện địa chất, các loại đất, độ
ẩm của đất, thảm thực vật và hiện trạng sử dụng đất. Do đó các bức ảnh về địa
chất có thể phân biệt được giữa các loại đá với các loại đất cho ta biết được tính
thấm và diện phân bố của chúng, từ đó xác định được diện tích của các nguồn
cấp và nguồn thốt của nguồn địa nhiệt. Các bản đồ phân vùng khả năng cung

cấp nguồn địa nhiệt thành khu vực cung cấp địa nhiệt tốt, trung bình và kém có
thể được thành lập. Bảng 1 tóm tắt vai trị của ảnh viễn thám trong việc trợ giúp
công tác minh giải điều kiện địa chất – địa nhiệt.
Các bức ảnh từ khơng gian cũng có thể chỉ ra các khe nứt. Các khe nứt
này có thể liên quan đến độ rỗng, tính thấm và cuối cùng là lưu lượng của lỗ
khoan. Vị trí các con suối và các khu vực đầm lầy chỉ ra rằng ở những nơi đó
mực nguồn địa nhiệt nằm tương đối nông. Việc nghiên cứu về thuỷ thực vật từ
ảnh viễn thám có thể rất hữu ích. Các thực vật nhạy cảm địa nhiệt sẽ giúp ích
cho việc xác định độ sâu của mực nguồn địa nhiệt do chúng có thể hút địa nhiệt
từ mực nguồn địa nhiệt ở độ sâu khơng lớn.
Ngồi ra, nghiên cứu các phổ điện từ cũng giữ một vai trò quan trọng
trong hệ thống phương pháp ảnh ứng dụng trong khảo sát và nghiên cứu địa chất
– địa nhiệt. Phương pháp ảnh hồng ngoại là phương pháp ghi lại sự khác biệt về
nhiệt độ tại các vị trí khác nhau trên bề mặt trái đất. Phương pháp này có thể cho
ta thơng tin về độ ẩm của đất, sự vận động của nguồn địa nhiệt, và các đứt gãy
đóng vai trị như là những tầng dẫn địa nhiệt. Một trong những kết quả thú vị
nhất của phương pháp ảnh hồng ngoại là đã thành lập được bản đồ của các dịng
chảy địa nhiệt nóng và địa nhiệt lạnh dưới đất ở khu vực ven biển, ở những
diện tích phân bố đá bazan hoặc đá vơi. Hình 2 cho thấy những dịng thốt của
nguồn địa nhiệt có nhiệt độ thấp hơn địa nhiệt biển đã lộ ra xung quanh vùng
đảo Hawaii. Ảnh rada có thể cung cấp cho ta thông tin về độ ẩm trên bề mặt
hoặc ở những vị trí nơng dưới mặt đất. Cuối cùng, những khảo sát điện từ tần
thấp đã cho ta thấy vị trí các dịng mặt bị chơn vùi .
11

11


* Địa hình
+ Đánh giá điều kiện địa hình tồn vùng

+ Đánh giá điều kiện địa hình khu vực
* Thực vật không ưa địa nhiệt
Các thành tạo địa chất thấm dẫn nhiệt từ dưới lên
* Các hồ, suối
Các hồ suối có hiện tượng bốc hơi nóng hoặc nước sơi.
* Các điểm địa nhiệt nhân tạo
+ Lỗ khoan
+ Giếng đào
+ Các bồn chứa
+ Các kênh đào....
3 Các phương pháp Địa chất

Các nghiên cứu địa chất có khả năng đánh giá tiềm năng nguồn địa nhiệt
cho một vùng rộng lớn một cách nhanh chóng và kinh tế. Một khảo sát địa chất
được bắt đầu bằng việc thu thập, phân tích và minh giải về điều kiện địa chất –
địa nhiệt từ các bản đồ địa hình, ảnh viễn thám, bản đồ địa chất, tài liệu địa vật
lý lỗ khoan và các tài liệu liên quan khác. Ngoài các tài liệu thu thập được, nếu
có thể cũng cần tiến hành khảo sát thực địa để đánh giá mức độ tin cậy của các
tài liệu thu thập được thông qua việc nghiên cứu các hiện tượng địa nhiệt trên
mặt, lỗ khoan, nguồn cấp và thoát của nguồn địa nhiệt, đặc điểm địa nhiệt.
Những hiểu biết về sự hoạt động của kiến tạo trẻ cho biết được quy mô
của các thành tạo nguồn địa nhiệt. Thông tin về các loại đá sẽ cho ta thông tin về
mức độ chứa địa nhiệt có thể phù hợp cho việc cung cấp địa nhiệt cho hộ gia
đình chứ không chỉ phù hợp cho quy mô công nghiệp hoặc cho một thành phố.
Địa tầng và lịch sử địa chất của một vùng có thể cho ta biết về các tầng chứa địa
nhiệt ở bên dưới, tính liên tục và mối liên hệ giữa các tầng chứa địa nhiệt với
nhau. Thành phần vật chất, chiều dày các tầng chắn bên trên, thế nằm của các
thành tạo chứa địa nhiệt sẽ giúp ta tính tốn được độ sâu lỗ khoan. Tương tự, từ
dấu hiệu các tầng chứa địa nhiệt có thể phán đoán được chiều sâu đặt máy khai
thác. Các đứt gãy đã hình thành nên các đới dập vỡ là miềm thốt của nguồn địa

nhiệt từ dưới sâu.
3. 1.Vị trí của lãnh thổ so với những vành đai động của hành tinh[1*]
Những trường địa nhiệt (geothermal field) lớn của Trái Đất chủ yếu nằm
trùng với các vành đai động (mobile belt) của hành tinh, thường là ranh giới
giữa các mảng kiến tạo, dọc theo đó hay xảy ra sự va chạm, hút chìm, trượt
ngang, tách giãn, gây nên những trận động đất, phun trào núi lửa và những biểu
hiện địa động lực khác, như sự xuất lộ những hố phun bùn sơi, lỗ phun khí núi
12

12


lửa (fumarol, mofet, solfata), geyser và những mạch nước nóng,... Những hiện
tượng trên cũng thường thấy ở các sống núi giữa đại dương (mid-ocean ridge),
đới rift, các điểm nóng (hot spot) dưới biển và trên đất liền.
Nhìn lên bản đồ kiến tạo toàn cầu ta thấy rõ lãnh thổ Việt Nam ở vào
một vị trí khá đặc biệt: nằm “lọt thỏm” giữa đơi “gọng kìm” của hai vành đai
động: trước mặt là nhánh tây của “Vịng lửa quanh Thái Bình Dương” (Circum
- Pacific Ring of Fire), sau lưng và dưới chân là nhánh đông của “đai AlpesHimalaya” (Alpine - Himalayan Belt hay Alpides) (hình 1), nhưng (may
thay!) khoảng cách từ dải đất hình chữ S của chúng ta đến cái “vịng kim cơ
oan nghiệt” đó ln duy trì ở mức vừa đủ để tránh được những thảm họa
khủng khiếp như đã từng xảy ra ở các nước láng giềng Nhật Bản,
Philippines, Indonesia, Trung Quốc, Pakistan,... song đồng thời ở vị trí đó, Việt
Nam cũng khơng thể là nơi tàng trữ nguồn tài nguyên địa nhiệt phong phú
như các quốc gia kể trên.

Hình 5. Vị trí lãnh thổ Việt Nam trên bản đồ các vành đai động của hành tinh
Chú giải ký hiệu: 1 - Ranh giới mảng; 2 - Núi lửa trẻ; 3 - Nhánh của vành đai động:
(1) - Nhánh tây của vịng lửa quanh Thái Bình Dương; (2) - Nhánh đơng của đai Alpes Himalaya.

3.2. Cường độ dịng nhiệt [1*]
Dòng nhiệt (heat flow) là lượng nhiệt từ lòng đất thoát lên bề mặt trên
13

13


diện tích 1cm2(hay m2) trong 1 giây. Dịng nhiệt trung bình của Trái Đất đạt
khoảng 1,5 microcal/cm2.s hay 63mW/m2. Tuy nhiên, có nơi nó chỉ bằng vài ba
chục mW/m2, ngược lại, có nơi tới hàng ngàn mW/m2.
Trên bản đồ dịng nhiệt toàn cầu [2] lãnh thổ Việt Nam nằm trong miền có
dịng 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 Cơng nghệ Việt
Nam) [21, 22, 26], theo đó, dịng nhiệt trung bình ở miền Bắc đạt 68-90mW/
m2, cịn ở miền Nam - phổ biến trong khoảng 40-80mW/ m2. Chỉ có một số
điểm trùng vào đới đứt gãy mới đạt trên 100 mW/ m2, như phần đơng nam
(Thái Bình) trũng Hà Nội: 110-120mW/ m2, Huế: 106-143mW/ m2, Quảng
Ngãi: 90-120mW/ m2, Kon Tum: 86-108mW/ m2. Đó hẳn là yếu tố tạo nên
những dị thường nhiệt với biểu hiện là những mạch lộ nước nóng trên mặt đất
và trong lỗ khoan nơng, nhưng chỉ mang tính cục bộ, khơng đủ tạo thành trường
địa nhiệt lớn.
3.3. Gradien địa nhiệt [1*]
Trên lãnh thổ Việt Nam, đến nay chưa có một cơng trình nghiên cứu về
gradien địa nhiệt chun sâu nào hồn chỉnh. Những tính toán dựa vào số liệu
thu thập từ các lỗ khoan khảo sát địa chất, thăm dò nước dưới đất, dầu khí,
cho thấy gradien địa nhiệt trên phần đất liền chỉ đạt mức trung bình (2,53,0°C/100m). Riêng một số lỗ khoan do Chương trình quốc tế Khoan đại dương
(Ocean Drilling Program) thực hiện ở thềm lục địa Tây Biển Đông cho thấy
gradien có cao hơn, nhưng cũng khơng q 40°C/km. Chỉ có những lỗ khoan ở
sườn lục địa mới phát hiện gradien gia tăng đột ngột: tới 60-94°C/km, có lẽ liên
quan với sự suy giảm chiều dày thạch quyển ở Biển Đơng. Như vậy, gradien

địa nhiệt khơng có ý nghĩa quan trọng đối với sự hình thành trường địa nhiệt
trên phần đất liền.
3.4. Ảnh hưởng của manti, hoạt động magma và tân kiến tạo [1*]
Theo kết quả nghiên cứu 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 37km) ở phần đất liền [25], có nghĩa ở đây ảnh hưởng của manti khơng
lớn, biểu hiện ở trị số dòng nhiệt và gradien địa nhiệt trên quy mơ khu vực chỉ
đạt mức trung bình.
Về mặt địa chấn, do vị trí kiến tạo đặc biệt của mình, lãnh thổ Việt Nam
chưa phải hứng chịu những trận động đất thảm họa, nhưng cũng là nơi thường
có những tai biến, chủ yếu ở mức trung bình với chấn cấp 5-5,5 độ Richter, chỉ
14

14


một số ít vùng đạt tới 5,6-7,0, tập trung ở miền núi uốn nếp Tây Bắc Bộ,
Trường Sơn Bắc, Trường Sơn Nam và phía tây Biển Đơng. Động đất thường
phân bố thành đới dọc theo những hệ thống đứt gãy hoạt động.
Hoạt tính địa động lực cũng thể hiện bằng hiện tượng nứt đất nội sinh xảy
ra ở nhiều nơi trên lãnh thổ trong những thập kỷ 70 - 80 của thế kỷ trước, rõ
rệt nhất là ở đồng bằng Bắc Bộ, Tây Nguyên và Đông Nam Bộ.
Hoạt động 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: Phủ
Quỳ, Vĩnh Linh, Dốc Miếu, Vân Hòa,... Một số hải đảo ở rìa tây Biển Đơng:
Cồn Cỏ, Lý Sơn, Phú Quý,... cũng là sản phẩm của hoạt động phun trào dưới
biển.
Hoạt động núi lửa về cơ bản đã kết thúc từ Pleistocen 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 Prơng (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 các đứt gãy mới, đóng vai trị “kênh dẫn”
đưa nhiệt dịch từ dưới sâu đi lên, tàng trữ trong đới dập vỡ, tạo thành những
mỏ thủy nhiệt kiểu khe nứt - mạch (fissure - vein hydrothermal deposit), phân
bố thành dải kéo dài, nhưng chiều ngang hẹp, nên trữ lượng hạn chế. Cịn các
võng Sơng Hồng và Cửu Long là hai bể trầm tích trẻ, khơng có quan hệ với
hoạt động magma, trường nhiệt phát sinh chủ yếu theo quy luật địa nhiệt cấp
với gradien chỉ đạt mức trung bình, nên cũng khơng thể hình thành những hệ
thống địa nhiệt quy mô lớn kiểu địa áp (geopressured geothermal system).

4. Phuơng pháp Địa vật lý

4.1. Phương pháp trọng lực
15

15


Phương pháp đo trọng lực được sử dụng trong quá trình thăm dị địa nhiệt để xác
định mật độ biến đổi liên quan đến các thể magma sâu bên trong, có thể là
nguyên nhân dẫn đến nguồn nhiệt. Những dị thường được tạo bởi mức độ khác
nhau của sự khác biệt của magma trong chiều sâu của lớp vỏ bề mặt từ đó tạo ra

sự biến đổi chiều sâu của lớp đẳng nhiệt.
Phương pháp đo trọng lực được thực hiện chủ yếu ở các khu vực địa nhiệt
để xác định thay đổi mực nước ngầm và giám sát sụt lún. Hiệu ứng này có thể
xuất hiện trên bề mặt và tạo ra sụt lún có tỷ lệ phụ thuộc vào tốc độ nạp của chất
lỏng trong khu vực khai thác và các loại đá được quan tâm bởi sự nén chặt.
Quan sát trường trọng lực lặp đi lặp lại liên quan đến thay đổi thời tiết có thể xác
định mối quan hệ giữa trọng lực và lượng mưa tạo ra nước ngầm cạn hay đầy.
Khi lực hấp dẫn được hiệu chỉnh bởi hiệu ứng này, sự thay đổi trọng lực cho
thấy lượng nước thải vào khí quyển được thay thế bằng dòng chảy tự nhiên.
Quan sát thủy văn dưới lòng đất bằng phương pháp trọng lực rất quan trọng khi
nghiên cứu địa nhiệt một cách có hệ thống.
4.2. Phương pháp từ
Phương pháp đo từ nhằm chỉ ra các thay đổi không gian về cường độ của từ
trường trên bề mặt của trái đất và đã được sử dụng như một phương pháp thăm
dò địa vật lý chủ đạo trong nghiên cứu địa nhiệt. Magnetite là khoáng vật sắt từ
phổ biến nhất và như vậy, trong hầu hết các trường hợp, tính thấm từ tính được
kiểm sốt bởi sự có mặt của lượng magnetit và các khoáng chất liên quan khác
nhau trong đá (Hình 6). Phương pháp từ đã được sử dụng để xác định và định vị
khối lượng đá magma có nồng độ magnetite tương đối cao. Đá có từ tính bao
gồm bazan và gabro, trong khi đá granit, granodiorit và ryolit chỉ có tính nhạy
cảm từ tính cao vừa phải.
Phương pháp đo từ rất hữu ích trong việc lập bản đồ các núi lửa có liên
quan thăm dị địa nhiệt, nhưng tiềm năng lớn nhất của phương pháp nằm ở khả
năng của nó để phát hiện chiều sâu mà nhiệt độ Curie đạt được. Vật liệu sắt từ
thể hiện một hiện tượng đặc trưng bởi sự mất đi gần như tất cả tính nhạy cảm từ
tính tại một nhiệt độ tới hạn gọi là nhiệt độ Curie. Các khoáng vật sắt từ khác
nhau có nhiệt độ Curie khác nhau, nhưng nhiệt độ Curie của titano-magnetite,
phổ biến từ mineral trong đá magma, nằm trong khoảng từ vài trăm đến 570°C.
Khả năng xác định độ sâu đến điểm Curie sẽ là khả năng xác định chiều sâu tốt.

16

16


Hình 6: Tính tương quan giữa độ từ cảm và hàm lượng sắt từ trong đá xâm
nhập.
4.3. Phương pháp địa chấn
Phương pháp địa chấn có thể được chia thành hai phương pháp: phương
pháp địa chấn nghiên cứu thụ động nhằm nghiên cứu với những ảnh hưởng của
động đất tự nhiên hoặc những trận động đất liên quan đến khai thác và tiêm chất
lỏng địa nhiệt và phương pháp địa chấn nghiên cứu chủ động, bao gồm tất cả
viễn cảnh địa chấn có nguồn sóng nhân tạo.
4.3.1. Phương pháp địa chấn nghiên cứu thụ động
Phương pháp này được quan sát trên hệ thống địa nhiệt diễn ra chủ yếu ở
các khu vực được đặc trưng bởi một hoạt động vi mô tương đối cao. Tuy nhiên,
chi tiết ở đó dường như không phải là mối quan hệ một-một giữa các địa điểm
quan sát và sự hiện diện của các hồ chứa địa nhiệt. Việc xác định các điểm quan
sát trong một khu vực tiềm năng chủ yếu như một phương tiện để điều tra và mô
tả hiện đại hoạt động kiến tạo, có thể được kiểm sốt bởi cùng một vài yếu tố
đặc trưng vị trí của một hệ thống địa nhiệt; trong một vài hoàn cảnh đặc biệt
thuận lợi, nghiên cứu về vi mô hoạt động này nhằm khắc phục khi khoan vào đá
bị gãy trong một hồ chứa địa nhiệt.
Thời gian xảy ra một trận động đất được ghi lại tại một số trạm quan trắc
động đất từ đó xác định được vị trí trận động đất xảy ra. Khi tính tốn, người ta
thường cho rằng năng lượng động đất được phát ra từ một nguồn điểm và rằng
các sóng địa chấn xuyên qua trong vỏ trái đất thống nhất được ghi lại tại mỗi
trạm địa chấn.
17

17


Để xác định tâm chấn, các ẩn số là các tọa độ x, y và z được xác định cùng
với thời gian và tốc độ truyền sóng dưới bề mặt. Với giả thiết tốc độ sóng khơng
đổi, vị trí của tâm chấn có thể là chỉ tìm thấy từ bốn lần. Tuy nhiên, các phương
trình khơng phải lúc nào cũng ổn định bởi tốc độ sóng có thể khơng giống nhau
cho tất cả các đường đi. Tương tự như vậy, nếu có các biến thể trong vận tốc từ
điểm này sang điểm khác. Phương án thay thế có thể làm việc tốt hơn liên quan
đến việc sử dụng thời gian đến cũng như đến p lần. Trong trường hợp này, một
giải pháp có thể thu được bằng cách sử dụng các điểm đến của sóng p (sóng
dọc) và sóng s (sóng ngang) được ghi lại ở ba trạm. Một sơ đồ Wadati là một
biểu đồ chéo giữa thời gian đến p và s – p sự khác biệt về thời gian đến, được
xây dựng (hình 7). Nếu xu hướng p so với p - s lần được dự báo là khơng có sự
khác biệt p - s, thời gian gốc cho trận động đất được xác định. Khi đã biết thời
gian xuất xứ, chỉ cần ba lần đến để có được giải pháp cho tọa độ của một trận
động đất.

Hình 7: Ví dụ một cuộc khảo sát vi mơ của khu vực Đơng Rift trên Đảo Hawaii.
Các sóng p và s được ghi lại trên một dải với khoảng cách gần nhau. Các
đường dốc là loci của các điểm có cùng tỷ lệ Poisson.

18

18


Ngoài việc xác định của các trận động đất mang tính địa phương trong
một nghiên cứu địa nhiệt cho ta thông tin về địa chất và kiến tạo nơi xảy ra
những trận động đất này.

Tóm lại, các phương pháp địa chấn thụ động có hiệu quả nhất khi xác
định trấn tâm của trận động đất nhỏ trong khu vực có tiềm năng. Thơng tin bổ
sung có sẵn từ các vị trí động đất vi mơ như vậy bao gồm việc xác định tỷ lệ
Poisson, thường biểu thị đứt gãy. Ngoài các ứng dụng này về phương pháp địa
chấn thụ động, một số phương pháp tiếp cận khác cũng đã được đề xuất. Chúng
bao gồm phát hiện sự chậm trễ sóng p và quan sát tiếng ồn dưới đất. Nếu sự gia
tăng nhiệt độ dẫn đến việc giảm vận tốc sóng p trên một khối lượng lớn trong
lớp vỏ, đo thời gian trễ từ teleseisms hoặc xa động đất có thể được sử dụng để
xác định vị trí các hoạt động như nguồn địa nhiệt hệ thống. Kỹ thuật này đã là
chủ đề nghiên cứu đáng kể trong những năm gần đây, nhưng đã phải đối mặt với
những khó khăn thực tế trong quá trình triển khai. Teleseisms xảy ra ở khoảng
cách đủ lớn để được sử dụng trong các cuộc điều tra độ trễ sóng p, hiếm khi xảy
ra, có lẽ là vài lần một tháng, với cường độ cần thiết để có được thời gian đến
chính xác của sóng p. Để có được một bức tranh chi tiết về cấu trúc bên dưới,
hàng trăm lượt sóng đến phải được ghi lại. Điều này chỉ có thể được thực hiện
bằng cách sử dụng một vài trạm trong một thời gian dài hoặc một số lượng lớn
các trạm trong khoảng thời gian ngắn hơn.
4.3.2. Phương pháp địa chấn nghiên cứu chủ động
Cả hai phương pháp địa chấn phản xạ và khúc xạ được sử dụng trong thăm
dò địa nhiệt. Khảo sát địa chấn khúc xạ đã được sử dụng ở một mức độ hạn chế
vì cung cấp thơng tin ở độ sâu 5 đến 10 km và các vấn đề gây ra bởi mức độ
phức tạp cao về cấu trúc địa chất trong các khu vực có khả năng lưu trữ các hệ
thống địa nhiệt.. Yêu cầu kỹ thuật chính để sử dụng phương pháp địa chấn phản
xạ là mặt dưới được tạo thành lớp mỏng trong các đặc tính âm thanh sao cho
phản xạ có thể theo dõi theo chiều ngang và gián đoạn trong phản xạ có thể
được sử dụng để xác định lỗi sự dịch chuyển đã diễn ra.

19

19

Hình 8: Mặt cắt phản xạ địa chấn ở Colorado.
B1 và B2 là các dòng núi lửa, C là dòng chảy đáy, D là chuỗi cacbonat
Paleozoi.
Người ta thường nghĩ rằng các phần địa chấn chất lượng tốt không thể thu
được trong địa hình núi lửa. Đây khơng phải lúc nào cũng là một vấn đề nghiêm
trọng; ví dụ về một đoạn địa chấn thu được trong một khu vực nơi dòng chảy
bazan được xen kẽ với sỏi và đá phiến hoặc phù sa được thể hiện trong Hình 8
(khu vực nằm ở phía nam trung tâm Colorado, Hoa Kỳ, gần suối nước khống
nóng). Các phản xạ nổi bật nhìn thấy trên phần thời gian địa chấn là các đỉnh và
đáy của đá bazan nóng chảy.
Kết quả của phương pháp địa chấn được thể hiện bởi mặt cắt ngang trong
hình 5, được nội suy từ giải thích phần thời gian địa chấn như trong Hình 9 và
các dữ liệu điện khác thu được bằng phương pháp Schlumberger. Vùng có điện
trở suất tương đối thấp, được cho là đại diện cho hồ chứa nước suối khoáng,
được xem là liên kết với một khối lỗi giảm xuống được truy tìm bởi bề mặt của
các dòng bazan.

20

20


Hình 9: Giá trị điện trở thu được từ phép đo Schlumberger.
Các phương pháp thu thập và xử lý dữ liệu địa chấn phản xạ thật tốt thông
qua máy và các thiết bị hiện đại cho phép quan sát hiện trường cần nghiên cứu
xuống sâu hơn. Nói một cách khác trong xử lý dữ liệu phản xạ địa chấn là, bằng
cách thay đổi sự tách biệt giữa máy rung (máy tạo sóng địa chấn) và geophone
lan truyền, có thể xác định tốc độ truyền sóng âm trung bình đến độ sâu của một

phản xạ cần nghiên cứu.
4.3.3. Phương pháp điện
Có nhiều phương pháp khác nhau để đo điện trở suất được sử dụng trong
thăm dò địa nhiệt, dựa trên tiền đề rằng nhiệt độ ảnh hưởng đến tính chất điện
của đá, hệ quả của nhiệt độ là tăng cường độ dẫn điện của nước trong các lỗ
hổng của đá. Trong đá, độ dẫn điện diễn ra chỉ bằng cách thông qua các chất
lỏng trong lỗ hổng, vì hầu như tất cả các khống vật hình thành đá là chất cách
điện ở những nhiệt độ nào đó. Sự nâng cao tối đa tính dẫn điện xấp xỉ gấp 7 lần
trong khoảng 350°C và 20°C đối với hầu hết các chất điện giải (Hình 10).

21

21


Hình 10: Những thay đổi nhiệt độ tương đối trong điện trở suất của chất dẫn
điện, được chuẩn hóa thành điện trở suất ở 20 ° C
Nhiệt độ không phải là yếu tố duy nhất ảnh hưởng đến độ dẫn điện của đá.
Sự gia tăng hàm lượng nước hoặc tăng tổng lượng chất rắn hồ tan có thể làm
tăng dẫn điện bằng một lượng lớn (Hình 11). Cả hai hiện tượng đôi khi được liên
kết với hoạt động địa nhiệt. Kết quả là, nó khơng phải là bất thường để thấy sự
gia tăng độ dẫn điện bởi thứ tự độ lớn hoặc cao hơn trong hồ chứa địa nhiệt so
với đá bình thường nhiệt độ được lấy ra khỏi hồ chứa.

Hình 11: Sự phụ thuộc độ dẫn điện của dung dịch điện phân lên lượng muối
trong dung dịch ở nhiệt độ 18°C: đối với các loại muối, axit và bazơ phổ biến
khác nhau (trái) và tại nhiệt độ khác nhau (phải)
Ở nhiệt độ tiếp cận điểm nóng chảy của một loại đá, thậm chí nhiều thay
đổi quan trọng hơn trong các tính chất điện diễn ra. Ở nhiệt độ bình thường cho
bề mặt trái đất, khống chất silicat có độ dẫn rất thấp, thường nhỏ hơn 10 -6 Ωm.

Như nhiệt độ tăng, do đó độ dẫn điện này lúc đầu tăng từ từ và sau đó nhanh hơn
22

22


ở nhiệt độ gần điểm nóng chảy. Một tập hợp các đường cong điển hình của độ
dẫn điện được vẽ theo nghịch đảo của nhiệt độ tuyệt đối (hình 12). Ở nhiệt độ
trong khoảng 100°C của điểm nóng chảy, độ dẫn điện trở nên cao đủ để có thể
so sánh với độ dẫn điện trong đá bão hịa nước.

Hình 12: Quan hệ nghịch đảo giữa độ dẫn điện và nhiệt độ tuyệt đối của đá
không ngậm nước
4.3.4. Các phương pháp trường tự nhiên
4.3.4.1. Phương pháp điện trường tự nhiên
Phương pháp điện trường tự nhiên là một trong phương pháp rẻ tiền, đơn
giản khi thu thập số liệu nhưng lại hiệu quả. Thế tự nhiên thu nhận được phản
ảnh độ dẫn điện của từng loại đát đá khác nhau xuất phát từ nguồn tự nhiên,
những điện áp tự nhiên này có được từ nhiều ngun nhân bao gồm q trình
oxy hóa hoặc giảm các khoáng chất khác nhau bằng các phản ứng với nước
ngầm. Giá trị thế tự nhiên này có sự khác biệt giữa các loại đá khác nhau.
Phương pháp này được sử dụng trong thăm dị khống sản để tìm các mỏ
quặng bằng quan sát điện áp được tạo ra như quặng khống chất ơxi hóa.
Phương pháp này cũng đã được sử dụng rất rộng rãi trong các khảo sát lỗ khoan
để xác định độ mặn qua điện áp được tạo ra bởi hiệu ứng Nernst. Ở các khu vực
23

23

địa nhiệt, quan sát được các dị thường tiềm năng rất lớn và đây rõ ràng là do sự
kết hợp của hiệu ứng nhiệt điện, nơi nhiệt độ đã thay đổi khơng bình thường .
Q trình đo phương pháp này ngoài thực địa là đơn giản. Mục tiêu là để lập bản
đồ tiềm năng điện trường tự nhiên trên bề mặt trong một khu vực tiềm năng tìm
được nguồn của thế điện tự nhiên.
Ở những khu vực có các dị thường thế tự nhiên mạnh liên quan đến địa
nhiệt, biến đổi từ một vài vơn có thể quan sát được khoảng cách đến vài trăm
mét đến một vài cây số. Ví dụ về bản đồ đường viền tiềm năng địa nhiệt của khu
vực nhiệt ở Hawaii (hình 13).

Hình 13: Kết quả khảo sát thế tự nhiên của một khu vực nhỏ ở Hawaii. Khoảng
đường bao là 100 mV. Các khu vực điện áp thấp được chỉ định bởi các bên
trong đường đứt đoạn. Đường liền cho biết vị trí tiềm năng địa nhiệt.
4.3.4.2. Phương pháp từ Telur
Phương pháp từ Telur được sử dụng rộng rãi trong thăm dò địa nhiệt mang
tính khu vực cũng như trong thăm dị chi tiết. Bản chất của phương pháp này là
dùng trường điện từ tự nhiên của trái đất được sử dụng làm năng lượng nguồn để
thăm dò trái đất. Trường điện từ tự nhiên chứa phổ tần số rất rộng, bao gồm các
tần số rất thấp hữu ích trong việc thăm dị đến độ sâu tới vài chục cây số. Những
tần số thấp này được tạo ra bởi các dòng từ quyển phát sinh khi trường từ mặt
trời tương tác với từ trường của trái đất. Những dòng này làm phát sinh từ
trường biến thiên theo thời gian trong dải tần số từ 0,1 Hz trở xuống, được gọi là
24

24


xung tần số cực thấp (ULF). ULF lần lượt tạo ra dịng xốy trong trái đất, với
mật độ dịng xốy được điều khiển bởi cấu trúc dẫn điện cục bộ. Chồng lên
trường này là trường ngẫu nhiên biến động có cường độ thay đổi theo nhiễu điện

trong tầng điện ly. Những xung xảy ra ở tần số cao tới 100 KHz, mặc dù hầu hết
đều thấp hơn nhiều. Một nguồn biến động tần số cao hơn là bão điện từ (bão từ).
Một số năng lượng được chuyển thành các trường điện từ truyền trong đất. Các
cấu hình của các trường EM phía trên bề mặt hơi khác so với hình cầu so với các
xung ULF: trước đây được truyền theo chiều ngang trong khi sau đó được giả
định truyền theo chiều dọc. Bởi vì độ tương phản điện trở suất rất lớn giữa
khơng khí và trái đất, cả hai hiệu hoạt động theo cùng cách trên bề mặt và bên
dưới nó. Chúng khuếch tán xuống, thay đổi từ trường ngang gây ra sự thay đổi
điện trường ngang ở bên phải góc độ, theo định luật Faraday.
Ở khoảng cách lớn từ nguồn điện trường kết quả là sóng phẳng của tần số
thay đổi (từ khoảng 10-5 Hz đến phạm vi âm thanh ít nhất). Cấu trúc bề mặt có
thể được nghiên cứu bằng cách thực hiện các phép đo đồng thời của từ trường
biến thiên trên bề mặt trái đất và cường độ của điện trường thành phần ở các góc
vng trong trái đất. Bởi vì sự phân cực các sự cố từ trường biến đổi và khơng
được biết trước, đó là thực tế phổ biến để đo ít nhất hai thành phần của điện
trường và ba thành phần của từ trường biến thể để có được một đại diện khá
hồn chỉnh. Đối với các cuộc khảo sát nghiên cứu các cấu trúc điện hàng chục
km, độ rộng tần số cần thiết để đạt được sự thâm nhập từ vài chục Hertz đến vài
trăm microHertz. Nhân vì trường nhiễu tự nhiên không được cấu trúc đặc biệt
tốt, nhưng bao gồm một điều khơng thể đốn trước tập hợp các dạng sóng dị
thường, cần phân tích trường tự nhiên trong một thời gian khoảng thời gian dài
hơn so với giai đoạn của các tần số thấp nhất đang được nghiên cứu. Do đó, nếu
tần số thấp nhất mong muốn trong một cuộc khảo sát là 500mHz (giai đoạn
2000s) nó là cần thiết để phân tích trường trong một khoảng thời gian ít nhất 10
lần hoặc 20000s. Điều này bất lợi lớn nhất của phương pháp magnetotelluric bởi
nó cung cấp độ phủ sóng chậm một khu vực tiềm năng và do đó tốn kém.
Phương pháp magnetotelluric được ứng dụng trong thăm dò địa nhiệt chủ
yếu là khả năng phát hiện chiều sâu mà tại đó đá trở nên dẫn điện vì kích thích
nhiệt. Trong các khu vực của dịng nhiệt bình thường, độ sâu này dao động từ 50
đến 500 km, nhưng ở các khu vực nhiệt cao độ sâu có thể là 10 km hoặc ít hơn.

25

25