Методы исследований минеральных и термальных вод

Электромонтаж Ремонт и отделка Укладка напольных покрытий, теплые полы Тепловодоснабжение

Методы исследований минеральных и термальных вод

27.07.2020

Помимо широко известных методов изучения минеральных и термальных вод (химический, газовый и микробиологический анализы, сейсмо- и гравиразведка, электрозондирование и др.) в настоящее время в гидрогеологической практике за рубежом широкое развитие получили новые методы их исследования (геохимическое, геотермические, изотопный анализ, геофизические — космическая и инфракрасная съемки, магнитотеллурическое зондирование и др.).

Геотермометрия. Химический и изотопный состав термальных флюидов, проявляющихся на поверхности земли, может дать сведения о таких важных параметрах геотермальных систем, как температура подземного резервуара, тип потока, характер пород и др. Концентрации компонентов или их соотношения, которые можно сопоставить с подземными температурами, носят название геотермометров. Они используются как для качественной характеристики подземных резервуаров, когда требуется получить предварительную оценку температур, заключенных в них вод, так и для количественной, позволяющей вычислить таковые. Ниже приводятся основные геохимические индикаторы для определения температур в высокотемпературных гидротермальных системах, разработанные Д. Уайтом.

1. SiO2 — лучший из индикаторов; предполагается равновесное состояние кварца при высоких температурах, после охлаждения не наблюдается растворения или выпадения в осадок.

2. Na/K — особенно характерен при значениях от 20:1 до 8:1, а для некоторых систем и при большем интервале.

3. Ca и HCO3 — качественно применим для вод с околонейтральной реакцией; растворимость CaCO3 и обратной зависимости от подземной температуры.

4. Mg, Mg/Ca — низкие величины указывают на высокие значения подземных температур, и наоборот.

5. Процессы разбавления Cl — предполагается разбавление в источниках с низким содержанием Cl за счет холодной воды, позволяющее высчитывать подземную температуру с помощью предложенных отношений смешения с водами, обогащенными Cl.

6. Na/Ca — высокие значения могут указывать на высокую температуру; неприменим для Са-рассолов; менее прямой индикатор, чем Ca и HCO3.

7. Сl/НСО3+СО3 — высокие значения в водах указывают на столь же высокие температуры, и наоборот.

8. C1/F — высокие значения могут указывать на высокие температуры, но содержание Ca, контролируемое pH и содержанием CO3, препятствует качественным расчетам.

9. На/другие газы — высокие значения указывают на высокую температуру.

10. Отложения кремнистых туфов — надежный индикатор температур (современных или прежних) выше 180 °С.

11. Травертины — яркий индикатор невысоких температур, если гидрокарбонатные воды не контактировали с известняками после охлаждения.

К сожалению, для парогазовых систем подходящие индикаторы отсутствуют из-за низкой подвижности участвующих в реакциях элементов. Наиболее приемлемым для последних, как считает Д. Уайт, является метод изотопного фракционирования между газами, причем вычисленные подземные температуры по 13C для реакции взаимодействия между CH4 и CO2 обычно близки или выше наблюдаемых в резервуаре. Этот метод заслуживает дальнейшей разработки.

Получили широкое распространение эмпирические геотермометры, предложенные Р. Фурнье и У. Роу, Д. Уайтом, Р. Фурнье и А. Трусделлом, основанные на зависимости концентраций в воде кремнезема, Na, К, Ca от температур.

Кремнезем (в мг) находится с помощью кривой, строящейся по уравнению
Методы исследований минеральных и термальных вод

где logK = log(Na/K)+вlog(VCa/Mg); в — эмпирическая константа, равная 1/3, если порода находится в равновесии с водой при температуре более 100°C, и 4/3, если последняя менее 100°С.

Содержание Na, К и Ca выражены в молях. Допускается, что их концентрации находятся в химическом равновесии с соответствующими минералами водовмещающих пород, а кремнезема — с осаждающимся кремнеземом на глубине.

Однако, как считает чешский исследователь Т. Пачес, если химическое равновесие системы «вода — порода» не достигнуто, результат химического взаимодействия Q будет отличаться от константы равновесия К, причем разность может быть выражена индексом неустойчивости I = log Q/K*. Он предлагает в определенных случаях производить замену равновесного геотермометра Фурнье — Трусделла неравновесным

где Q рассчитывается по уравнению для вод К*. В водах, имеющих температуру ниже 75° C, как это отмечается для многих термоминералькых источников Европы, индекс неравновесия I линейно коррелируется с log PCO2, где P парциальное давление газа. В таком случае I = -1,36—0,253 log PCO2.

Расчеты температур подземных вод в пределах Богемского массива показали, что равновесное состояние между растворенными элементами и минералами не достигнуто, что позволило оценивать температуры на нижней границе циркуляции термальных вод менее 100°C.

М. Шоллер, оценивая геотермальные ресурсы главных термоминеральных зон Франции (Пиренеи, Центральный массив, Вогезы), основывался на геохимической и статистической обработке данных по 277 источникам. Эта обработка для всех трех зон базировалась на уравнениях SiO2=f(t); SiO2=f(Na+K) и SiO2 = f(Na + К, t). В результате выполненных исследований установлено: 1) наилучшую корреляционную связь для многих источников показывают первое и третье уравнения; 2) связь, устанавливаемая между растворимостью кремнезема (кварц, аморфный кремнезем) и температурой, выражается в действительности не прямой линией, а кривыми; 3) при температуре источников менее 100°C в расчетах по SiO2 температуры и глубины, с которой поднимается вода, следует учитывать влияние содержания щелочей; 4) большое значение при расчетах имеет степень раскрытости трещин (зон нарушения), по которым происходит подъем термальных вод к участкам разгрузки.

Охлаждение воды при подъеме нарушает равновесие «кремнезем — температура» и приводит к неправильным решениям. Последнее подтверждено на примере источников в Ардеш, где в условиях пониженных температур и малых дебитов связи между содержанием SiO2 и температурой не было установлено.

Исходя из этого, М. Шоллер предложил новый геотермометр, который учитывает комплексное взаимодействие SiO2, Na, К, Ca и Mg не только в термоминеральной воде, но и в минералах пород (силикаты, монтмориллонит, каолинит и др.). Выполненные расчеты с помощью введенных дополнительных коэффициентов показывают более высокие значения температур воды, чем таковые по классическим геотермометрам.

Ш. Фуийяк, П. Кейо, Л. Мерлива и др. на основании экспериментальных работ, проведенных во Франции, считают, что в условиях нормального распределения геотемператур, характерных для большинства стран Европы, прямой корреляции между подземными температурами и содержанием в термальной воде SiO2 и щелочей не может быть. Химический состав термоминеральных вод в месте их выхода в большинстве случаев является результатом химических модификаций, происходящих в процессе охлаждения на той или иной глубине. В этих случаях происходит смешение с приповерхностными водами, возникновение нового химического равновесия при температурах, близких к таковым на выходе, и растворение минеральных компонентов вблизи поверхности вследствие повышенной агрессивности вод, обусловленной их охлаждением.

Измерение температуры термальных вод с помощью геотермометров получило широкое распространение в Исландии. Исследования, проводившиеся на низкотемпературных площадях юго-западной ее части, включали определения температур с помощью Na-K-Ca- и SiO2-геотермометров. Последний, соответствующий равновесному состоянию между ионом кремния в термальной воде и халцедоном или кварцем, применялся для большинства термальных источников и скважин. Рассчитанные таким образом температуры до 40°С превышали наблюдаемые, в некоторых пробах перенасыщение оказалось более предполагаемого при 100°С. В этих случаях, в частности и для неглубоких скважин, такое перенасыщение рассматривается как результат охлаждения воды в верхней зоне из-за подмешивания холодных грунтовых вод или явления «всплеска» (flashing). Здесь значения по SiO2-геотермометру более сложно соотносятся с подземными температурами, так как смешение двух типов вод приводит к изменению pH и перенасыщению воды халцедоном или кварцем при температуре смешения. Другими словами, эти факторы нарушают равновесное содержание ионного кремнезема в воде, что не имеет места при кондуктивном охлаждении.

Измерения с помощью Na-K-Ca-геотермометра показали большие отклонения от истинных температур, чем SiO2-геотермометром. Это несоответствие также объясняется явлениями разбавления термальных вод холодными,

В Исландии предложен новый геотермометр, основанный на измерениях концентрации дейтерия в глубоких подземных водах и геотермальных газах. Предполагая, что равновесное состояние этого изотопа водорода в системе «вода — растворенный газообразный водород», установившееся в процессе циркуляции, остается неизменным при их движении к поверхности и охлаждении, данный метод позволяет вычислить константу равновесия и соответствующую начальную температуру. Сравнение данных, полученных замерами в скважинах и по SiO2-геотермомстру дали обнадеживающие результаты. Преимуществом этого метода, хотя и требующего дальнейших проверок в различных районах, является гораздо меньшая скорость изотопного обмена но сравнению с реакциями в других, указанных выше, химических геотермометрах и, следовательно, более точные расчетные данные о начальных температурах соответствующих геотермальных систем.

Изучение термоминеральных вод в северо-западной Тоскане, Италии, к северу от р. Арно, с помощью геотермометрии показало, что температура воды в подземных резервуарах для разных групп источников (Монтекатини, Сен-Дулнано, Аньяно и др.) не превышает 100°С. Последнее, как считают авторы, свидетельствует об отсутствии в этом районе геотермальной аномалии и о наличии глубокой (до 3500 м) циркуляции воды при обычном геотермальном градиенте. Последнее вполне реально, если учесть, что глубины складчатого фундамента в этом районе дестигают 2000 м, а отметки гористого рельефа имеют превышение до 1500 м.

Теоретические основы использования геотермометров были опубликованы в работе, хотя практическое применение их началось еще до 1970 г. На Международном симпозиуме в Пизе Р. Фурнье названные индикаторы объединил в четыре группы (табл. 5).

Все индикаторы имеют определенные пределы использования. Так, первый из них, не зависящий от данной (локальной) минеральной среды и давления газа, весьма легко реагирует на явления разбавления подземных вод. На щелочные геотермометры оказывают влияние окружающая минеральная среда и реакции комплексообразования в водах. На карбонатно-хлоридный коэффициент интенсивно влияет наличие CO2, и, наконец, относительные концентрации летучих компонентов в термальных водах могут быть затушеваны в пределах высоконапорных гидросистем.

Детальные геохимические исследования, проведенные в Йеллоустонском национальном парке США, показали, что особенности геологического строения и геотермальных условий его очень благоприятны для оценки температур с помощью указанных индикаторов, среди которых наиболее эффективным оказался SiO2-геотермометр.

Значение Сl/(НСО3 + СО3) оказалось перспективным для выявления связи термального источника с питающим или питающими его водоносными горизонтами, а также для определения наличия смешения глубоких и приповерхностных вод. Применение величины Na/K для данного района оказалось недостаточно успешным в связи с интенсивно протекающими ионообменными реакциями в системе «вода — порода включая цеолитообразование.

Графическая форма расчета температур по кремниевым и щелочным геотермометрам, предложенная Д. Уайтом и позднее усовершенствованная Р. Фурнье и А. Трусделлом, является одной из наиболее приемлемых.

Следует отметить, что расчеты по Na/K- и Na-K-Ca-геотермометрам неприемлемы для субмаринных геотермальных систем, как это было убедительно показано на примере Гавайских островов, что объясняется воздействием интрузий морской воды. Даже небольшой привнос последней приводит к изменению количества катионов Na, К, Ca в термальной воде и, следовательно, является препятствием для точных расчетов.

Уравнение для расчета подземных температур (в °C) с помощью основных геотермометров, по Р. Фурнье и А, Трусделлу, приведены ниже.

Кроме описанных, в практике нашли применение и другие, в частности, качественные геотермометры, к которым относятся газовый, летучие компоненты и др. Наиболее эффективны эти геотермометры при предварительных изысканиях на крупных геотермальных площадях, особенно не имеющих значительных поверхностных проявлений. Так, исследование площадной разгрузки газов применялось для установления зон подъема гидротермальных растворов в Кении, где проявлений разгрузки термальных вод мало. Новейшие исследования с помощью чувствительных аналитических методов показали, что в геотермальных районах происходит накопление некоторых летучих компонентов (ртути, гелия, мышьяка, бора, лития) в почвенных газах и измененных породах. Эти подвижные компоненты, отделяясь от потоков геотермальных флюидов и накапливаясь в почвах и поверхностных породах, указывают на наличие на глубине гидротермальных систем. Например, для Центральной Италии такими качественными индикаторами считаются литии и бор; для районов Уайракей — мышьяк.

Косвенными геотермометрами служат редкие газы; He, Ne, Ar, Kr, Xe, которые могут помочь в определении источника питания геотермальной системы и в какой-то мере определить механизм потерн пара. Все они, за исключением гелия, не встречаются в породах и имеют атмосферное происхождение. Однако распределение их между жидкой и газовой фазами зависит от температуры в резервуаре, в связи с этим наличие их в термальных водах, не нагревавшихся выше 100°C, позволяет определять температуру их последнего равновесного с атмосферным состоянием. В системах, где имеет место кипение термальных вод, водная фаза обеднена редкими газами.

Такие изотопы газов, как 4He и 40Ar, возникающие при радиоактивном распаде пород, позволяют судить о скорости движения воды через систему, хотя в целом происхождение и поведение 40Ar в геотермальных системах требует детального изучения. Что касается 3He, то обогащенность им вод и пород, как это было установлено вблизи зон раздвигов, указывает на привнос его из мантии (учитывая, что 3He теряется из земной коры и атмосферы быстрее, чем 4He). Однако присутствие 3He в геотермальных флюидах не дает однозначного подтверждения соответствующего генезиса других компонентов.

Следует упомянуть, наконец, о предложении использовать в качестве геотермометра соотношение «альбит — анортит» для геотермальных площадей в зонах развития гранитов. Разработка методики его применения пока находится на начальной стадии.

Кроме описанных методов геотермометрии, в ряде стран используют и другие, позволяющие решать более частные вопросы. Например, в целях более полной характеристики азотных терм, широко развитых на территории Болгарии, проводились широкие геохимические исследования, с помощью таких редких микрокомпонентов, как ванадий, бериллий и гелий. В отличие от других типов минеральных вод, для азотных терм рекомендуется использовать новые генетические коэффициенты: Li/Ga, Mo/Li, W/Mo, Mo/V, W/V.

Методика определения СО2 в почвенном воздухе как поискового критерия на углекислые минеральные воды уже в течение многих лет применяется в Польше, где она оказалась весьма эффективной, так как удалось установить факторы, влияющие на образование аномалий СО2: направления движения вод и эффект экранирования углекислого газа водонепроницаемыми глинами.

В Чехословакии этот метод использовался при разведке углекислых минеральных вод на шести месторождениях. Почвенный воздух отбирался с глубины 0,5—1,0 м. Аномальные содержания CO2 в воздухе или подземных водах возникают там, где имеет место подъем углекислых минеральных вод или струй газа. Площади таких аномалий обычно невелики (несколько квадратных метров). Аналогичные газометрические методы (совместно с геохимическими и термометрическими) использовались для поисков скрытых минеральных вод в районе курорта Бардейон (Словакия) .

Изотопные методы. Эти методы получили широкое распространение во многих странах, но особенно в технически высокоразвитых и обладающих значительными ресурсами минеральных и термальных вод.

Природные изотопы используются главным образом для определения генезиса и возраста подземных вод, направления их движения, для установления соотношения «термальная вода — пар», пористости и трещиноватости водоносного горизонта и т. д.

Наиболее широко изотопные методы исследований используются для определения возраста и генезиса минеральных и термальных вод. Так, в районе Бадгастейн (Австрия), по содержанию трития и углерода-14 установлено, что термальные воды имеют смешанное происхождение — частично инфильтрационное, частично ювенильное. В Южной Словакии и Северной Венгрии для установления генезиса углекислых минеральных вод применялся радиоуглеродный метод. Проведенные исследования показали, что углекислый газ в этих водах имеет глубинное происхождение и связан с термометаморфизмом карбонатных пород, происходящим под воздействием пронизывающих их интрузий.

В северной части Польши изотопы кислорода, водорода и серы использовались для изучения генезиса хлоридных натриевых рассолов, широко распространенных в этом регионе. Удалось установить, что рассолы сформировались в результате седиментационных и инфильтрационных вод, которые при просачивании растворяли водовмещающие породы.

Анализ изотопного состава серы в подземных водах мезозойских отложений Куявско-Поморского вала позволил установить их генезис. Минеральные воды верхнего мела Меховской мульды содержат сульфаты, обогащенные 34S. Одновременно отмечаются повышенные значения этого изотопа в малосульфатных водах верхней юры, что указывает на связь вод верхнего мела с реликтовыми водами юры или, возможно, с более древними, сульфаты которых подверглись восстановлению на ранних этапах диагенеза.

Изотопные исследования, проведенные в Судетах, показали, что термальные воды источника Цеплице и других содержат примесь молодых метеорных вод в количестве до 10% и более.

Минеральные воды в Лардерелло (Италия) по изотопам водорода и кислорода определяются как генетически связанные с метеорными водами, циркулирующими на значительных глубинах, где происходит изотопный обмен кислорода воды с кислородом пород и CO2. Более поздними исследованиями изотонного состава воды установлено, что источником поступления сульфатов является комплекс эвалоритовых отложений верхнего триаса, откуда они выносятся циркулирующими по трещинам восходящими потоками нагретых на глубине вод. Таким образом, применение изотопных методов способствовало установлению взаимосвязи пара в подземном резервуаре с термальными водами и позволило проследить эволюцию геотермального ноля.

Методы изотопного анализа широко распространены в Японии. Они применяются для изучения процессов рудообразования, прогнозирования режима минеральных источников и гейзеров и, конечно, как и в других странах, для изучения генезиса подземных вод. Такие исследования были проведены, в частности, на месторождении Иобан (префектура Фукусима). Они заключались в установлении распределения в водоносных горизонтах радиоактивного углерода. В результате выполненных исследований удалось показать, что распространенные здесь высокоминерализованные воды являются производными морских, а предполагавшаяся ранее связь их с вулканической деятельностью не подтвердилась. Исследования, проведенные тем же методом на минеральных водах и газах источника Беппу (о. Кюсю), позволили установить генезис минеральных вод и пути их движения.

X. Крейг с помощью стабильных изотопов водорода и кислорода изучал генезис минеральных и термальных вод ряда геотермальных систем и пришел к заключению, что воды их имеют атмосферное происхождение, но, проникая по разломам на большие глубины, нагреваются. Для большинства геотермальных систем содержание дейтрия почти равно содержанию его в поверхностной воде данного района. Более высокое содержание в них кислорода-18 является результатом реакций обмена в системе «вода — порода» при высоких температурах.

Исследования перегретого пара в геотермальных системах с помощью изотопов и их соотношений — D/H и 18О/16О, содержащихся в воде и паре различных площадей, подтверждают его атмосферное происхождение. Все остальные гипотезы, относительно его генезиса, а именно магматическая, сверхзвуковые скорости отделения пара от жидкой фазы и другие являются, по мнению X. Крейга, несостоятельными. Как показали исследования по тритию и радиоактивному углероду, различное соотношение пара и воды в геотермальных областях, характеризующихся к тому же неодинаковым химическим обликом, отражается в разных циркуляционных скоростях флюидов.

В более поздней работе, касающейся генезиса высококонцентрированных термальных рассолов Солтон-Си (Калифорния), X. Крейг с помощью изотопного анализа подземных вод с минерализацией от 0,5 до 100 г/л, установил, что основным источником этих рассолов, минерализация которых на глубине достигает 250 г/л, являются атмосферные осадки и воды р. Колорадо, которые, проникая на большие глубины, интенсивно выщелачивают соленосные породы.

Аналогичные работы с помощью стабильных изотопов проводились на многих других геотермальных площадях США. Так, например, изучение термальных источников в Лонг-Вэлли (Калифорния) позволило установить, что часть источников является смесью глубинных термальных вод с поверхностными, а часть смесью охлажденных пресных и термальных вод, состав которых изменился в процессе выщелачивания пород.

Широкий комплекс работ с применением радиоактивных методов проведен при изучении геотермальной площади Эль-Татио (Чили). Она приурочена к кайнозойским вулканогенным породам, и издавна известные проявления активности ее представлены гейзерами, фумаролами, грязевыми котлами и вулканами и др. Воды хлоридные натриевые с минерализацией 7,9—14,2 г/кг, из микрокомпонентов в них установлены (мг/кг): цезий 15; мышьяк 40—50; литий 45; рубидий 10. На площади скважиной вскрыты кислые рассолы с содержанием Cl 180—190 r/кг, рН = 2 и t 180—200°С.

Содержание дейтерия и кислорода-18 в воде источников, а также геолого-гидрогеологические и геофизические данные указывают на тесную связь термальных вод с местными метеорными водами. Последние, выпадая на склонах гор в 15—20 км от месторождения, по тектоническим нарушениям опускаются на глубину, где под влиянием местного магматического очага нагреваются. Анализ данных по тритию позволил определить цикл водообмена, который составляет всего 15—17 лет при скорости движения вод в трещиноватых породах около 1 км/год.

Возраст термоминеральных вод с применением изотопных методов определялся в двух случаях — в районе курорта Бадгастейн (Австрия) и в Судетах. В первом случае использовали содержание в воде трития и углерода-14. Возраст ее оказался равным 3,8—4,7 тыс. лет. В Судетах определения производились лишь по углероду-14. В одном из источников (Цеплице) возраст воды составил 21—28 тыс. лет (верхний плейстоцен), в другом (Лендек) около 10—12 тыс. лет (голоцен).

При изучении радиоактивных источников округа Кинки (Япония), выходящих в зоне дробления гранитов на контакте с метаморфическими породами, с помощью изотопов свинца и висмута-214 была установлена глубина обогащения подземных вод радоном, что позволило составить расчетную формулу для определения скорости их движения через радийсодержащие пески.

Радон в настоящее время считается одним из перспективных индикаторов при изучении геотермальных площадей. Концентрация радона в геотермальных флюидах, как известно, зависит от степени эманирования пород, объема водопроводящих пор или трещин, а также из-за короткого полураспада (3,8 дня), от времени движения флюида от радиоактивной породы к земной поверхности. Она варьирует не только в зависимости от типа резервуара, но и по отдельным скважинам в пределах геотермальной площади. Наблюдения за изменением содержания радона позволяют установить изменение естественной пористости или трещиноватости пород при проведении долговременных откачек из скважин.

Наконец, в Японии изотопные методы широко применяются при исследованиях геотермальных площадей для определения в резервуаре отношения «термальная вода — пар» в зависимости от температуры, а также для установления подземных температур. Для решения первой задачи используется отношение 13С/12С в метане и углекислом газе, а для второй — изотопы серы.

Геофизические методы. Среди вошедших в практику геофизических методов разведки, широко применяющихся при исследованиях термоминеральных вод и геотермальных ресурсов, следует отметить грави- и магнитометрическую съемки, магнитотеллурическое зондирование, в том числе в диапазоне звуковых частот, метод сейсмических шумов, микросейсмическую съемку, дистанционные методы — аэро- и космическую инфракрасную съемки и др. Каждый из методов, как показывает обширная информация, дает определенные сведения о геотермальной площади, комплекс же методов вместе с геологическими, геохимическими и буровыми данными позволяет нам более полно судить о ее параметрах и ресурсах.

В ФРГ уже достаточно давно пропагандируется применение геофизических методов при поисках месторождении минеральных вод. По данным К. Зауэра использование сейсморазведки в окрестностях городов Беллинген, Герренальб и Фрейберг позволило удачно осуществить буровые работы на минеральные воды. Перспективна термосъемка, применяемая для локализации аномальных участков нагретых пород. Она с большим успехом применялась в окрестностях городов Либенцелле, Вильдбад и Баденвейлер, где сопровождалась одновременным измерением содержания в почвенном воздухе свободного углекислого газа для обнаружения следов наличия на глубине углекислоты или магматической деятельности.

В Греции наряду с изотопными исследованиями применялись такие новые методы поисков термальных вод как термо-инфракрасная аэросъемка и экспресс-съемка грунтов портативным инфракрасным радиометром, позволяющим надежно оконтурить тепловые аномалии.

При геотермальных исследованиях хорошо зарекомендовал себя магнитно-теллурический метод с разрешающей способностью по экспоненте (MT—5—EX), применявшийся в Италии, США, Гваделупе и др. По сравнению с классическими методами электро-зондирования, он имеет следующие преимущества: большую глубинность, точность при определении контура термоаномалии, более простые полевые исследования. Кроме того, с его помощью определяется генезис развитых на участке аномалии пород (вулканогенные или осадочные) и характер самой геотермальной аномалии (термальные воды или пар).

В Исландии магнитно-теллурический метод позволил решить некоторые вопросы широкого плана, в частности, связанные с расширением морского дна, и обусловленные этими процессами особенности распределения тепла. Серия проведенных магнитно-теллурических зондирований помогла сделать важные выводы о наличии в этом регионе общего повышения температуры в пределах верхней мантии и о развитии широких зон, где в основание коры активно внедряется расплавленная магма. Обнаружены резко выраженные аномалии шириной в несколько километров, где породы отличаются высокой теплопроводностью, обусловленной интенсивной гидротермальной активностью. Названные условия способствуют постоянному во времени формированию геотермальных ресурсов. Результаты исследований оказались весьма обнадеживающими и позволяют применять этот метод в других районах, где расширение земной коры является доминирующим региональным тектоническим процессом (Восточная Африка, Северная Америка).

В Италии при исследованиях термальных вод использовали космические снимки, сделанные с американских спутников типа ERTS. С помощью снимков была установлена и уточнена связь между поверхностными проявлениями термальных вод и тектоникой региона в целом. Было доказано, что свыше 80% всех термальных источников расположены в зонах нарушений, причем установлено существование специфических «горячих» линейных зон (Hot lineations), в которых особенно велико число геотермальных проявлений. Составленная на базе анализа космических снимков карта отражает связь тектонических линейных структур с геотермальными проявлениями и плиоцен-четвертичными вулканическими центрами. При общем количестве термальных источников в Италии (около 700) и большом их разбросе они встречаются наиболее часто в западной половине Аипенин и на островах в «горячих» зонах, протягивающихся в Западной Италии вплоть до Сицилии. Здесь расположены Лардерелло, Монте-Амната, Травалс. Именно вдоль Западной Италии имеет место субдукция Африканской плиты под Тирренское море.

Проведенными на территории Японии в последние годы гравиметрическими исследованиями выявлено 30 перспективных геотермальных площадей, заслуживающих проведения более детальных работ. Выполнявшиеся параллельно с этими исследованиями измерения теплового потока, который можно в первом приближении рассматривать как величину геотермического потенциала, позволили более детально оценить геотермальные ресурсы многих геотермальных площадей. Указанный потенциал для района Курикома, слагающийся из тепла термальных источников, скважин, вскрывших пар и «парящих» площадей, оценивается в 78,2 МВт.

Для наблюдений за геотермальными проявлениями специфического характера (извержения вулканов, гейзеры) в тех случаях, когда невозможно приблизиться к объекту или контакт с ним опасен и т. д., японскими учеными создана новая аппаратура —инфракрасный термометр ER-2002 и инфракрасная термокамера Сапон СТ-4В. К достоинствам этой аппаратуры относится возможность быстрого измерения температуры геотермальных проявлений на поверхности без непосредственного контакта с ними. В геотермальных районах объектами таких измерений являются активные фумаролы, грязевые вулканы, горячие озерки, гейзеры, высокотемпературные источники, кратеры вулканов, тепловые аномалии вдоль измененных зон (hot ground) и т. д. Пределы определения температуры различными приборами колеблются от 0 до + 75°С и от —20 до 1850°С, чувствительность названных приборов соответственно 0,1—0,2 и 0,12—2,0°С.

Исследования, связанные с изучением и применением геотермальной энергии в ряде стран Африки, в первую очередь сводились к выявлению перспективных на получение этой энергии площадей. Дальнейшие работы велись более целенаправленно, с применением геофизических и геохимических методов. Так, в Кении комплекс работ по программе ООН на трех геотермальных площадях в Рифт-Валли — Олкариа около оз. Наиваша, Эбурру около оз. Элементейта и оз. Ханнингтон включал аэросъемку, гравиразведку, инфракрасную съемку, термосъемку грунтов на глубину 1 м и гидрохимическую съемку. По данным щелочного и кремниевого геотермометров, глубинные температуры в Олкариа могут достигать 270° С.

Детальные работы в пределах геотермальной площади Семпая около оз. Китагата (Уганда) включали электрозондированне и метод MEQ (микроссйс); последний, применявшийся ранее в Исландии, Сальвадоре и США, дал хорошие результаты. Считается, что данный метод хорошо помогает установить региональные и локальные тектонические подвижки вдоль зон нарушений, приводящие к возникновению новых путей для циркуляции геотермальных флюидов.

С помощью геофизических методов была сделана первая попытка оценить геотермальный потенциал осадочного бассейна Южной Нигерии. Построенная для этого района карта геоизотерм и проведенные расчеты градиентов показали бесперспективность поисков указанных ресурсов в дельте р. Нигера при одновременной возможности их вскрытия в меловых отложениях грабена Нижнего Нигера. Работы по геотермальной площади Семпая позволили уточнить распространение подземных резервуаров, пути движения геотермальных флюидов и условия их разгрузки. Этими исследованиями установлено, что наибольшие значения сопротивлений характерны для участков смешения холодных и термальных вод, в результате чего происходит выпадение известкового туфа и кремнезема и цементация пород. Этот процесс может служить причиной смещения выходов термальных источников Мумбуга к западу от эскарпа Бвамби и зоны разлома. Слой с наименьшим сопротивлением может заключать в себе небольшой вторичный резервуар термальных вод.

Имя:*
E-Mail:
Комментарий: