Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques
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Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Rapport final BRGM/RP-52430-FR octobre 2004 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Rapport final BRGM/RP-52430-FR octobre 2004 Étude réalisée dans le cadre du projet de recherche Géothermie Haute Enthalpie dans les DOM (GHEDOM) – ENER-04 et suivant la convention n° 02 05 035 établie entre le BRGM et l’ADEME H. Serra, B. Sanjuan Vérificateur : Approbateur : Original signé par : Original signé par : Albert GENTER Anne-Marie FOUILLAC Le système de management de la qualité du BRGM est certifié AFAQ ISO 9001:2000. Mots clés : Géothermomètre chimique, Source thermale, Forage, Bouillante, Fluide géothermal. En bibliographie, ce rapport sera cité de la façon suivante : Serra H., Sanjuan B. (2004) - Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales. BRGM/RP-52430-FR, 79 p., 4 ann. © BRGM, 2004, ce document ne peut être reproduit en totalité ou en partie sans l’autorisation expresse du BRGM. Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Synthèse C ette étude de synthèse bibliographique, réalisée dans le cadre du projet de recherche Géothermie Haute Enthalpie dans les DOM (GHEDOM, ENER-04) et suivant la convention n° 02 05 035, établie entre le BRGM et l’ADEME, a pour but de faire le point sur l’ensemble des géothermomètres chimiques. Ces outils, couramment utilisés en prospection géothermique, sont basés sur des méthodes géochimiques, qui permettent d’estimer la température d’un réservoir géothermique, à partir de la composition chimique des eaux, qui remontent en surface, généralement après refroidissement. Toutes les méthodes ont pour base l’hypothèse que les eaux ont atteint l’équilibre avec les roches du réservoir dans les conditions de température et de pression de ce réservoir, et que cet état d’équilibre n’est pas masqué par les variations de composition chimique des eaux, au cours de leur remontée et de leur refroidissement depuis le réservoir vers la surface (Michard, 2002). Les géothermomètres « classiques » sont ceux à silice (Fournier, 1977), les géothermomètres Na/K (White, 1965 ; Ellis, 1969 ; Fournier et Truesdell, 1973 ; Truesdell, 1975 ; Fournier, 1979), le géothermomètre Na-K-Ca (Fournier et Truesdell, 1973). On citera, également, le géothermomètre « isotopique » SO42- - H2O (Lloyd, 1968 ; Mizutani et Rafter, 1969 ; Robinson, 1973 ; Pearson et Rightmire, 1980) et le géothermomètre CO2 (Arnórsson et al., 1983 ; Giggenbach, 1988). Différents processus pouvant affecter la composition chimique des eaux chaudes profondes, au cours de leur remontée et de leur refroidissement depuis le réservoir géothermique vers la surface, les géothermomètres chimiques doivent être manipulés avec précaution en fonction du milieu géologique où ils sont appliqués et en fonction des gammes de température estimées. Ce rapport décrit, de la façon la plus exhaustive possible, les recommandations à suivre pour utiliser ces géothermomètres. Les relations géothermométriques classiques ont parfois été révisées en tenant compte de différents points d'application comme, par exemple, le géothermomètre SiO2 (Schoeller et Schoeller, 1977 ; Michard, 1979 ; Fournier et Potter, 1982 ; Ragnarsdóttir et Walther, 1983 ; Arnórsson et al., 1983 ; Giggenbach et al., 1983 ; Giampaolo et al., 1992 ; Arnórsson, 2000), le géothermomètre Na/K (Michard, 1979 ; Tonani, 1980 ; Arnórsson et al., 1983 ; Nieva et Nieva, 1987 ; Giggenbach, 1988 ; Kharaka et Mariner, 1989 ; Arnórsson, 2000) et le géothermomètre Na-K-Ca (Fournier et Truesdell, 1973, 1974 ; Páces, 1975 ; Benjamin et al., 1983). Face à certains problèmes d’application des géothermomètres « classiques », d’autres géothermomètres, plus empiriques et plus récents, ont fait leur apparition. Il s’agit, notamment, de géothermomètres utilisant le lithium ou des rapports de cations avec le lithium : Na/Li (Fouillac et Michard, 1981 ; Kharaka et al., 1982 ; Michard, 1990), Mg/Li (Kharaka et al., 1985 ; Kharaka et Mariner, 1989 ; Giggenbach, 1988). BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 3 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales D’autres relations thermométriques ont été définies en utilisant des rapports de cations par rapport au potassium : - Ca/K² (Fournier et Truesdell, 1973 ; Michard, 1990) ; - Mg/K² (Giggenbach et al., 1983 ; Giggenbach, 1988 ; Michard, 1990) ; - Fe/K² (Michard, 1990 ; Alaux-Négrel, 1991) ; - Sr/K² (Michard, 1990) ; - Mn/K² (Michard, 1990) ; mais aussi des facteurs de cations par rapport au potassium : - F*K ( Michard, 1990) ; - W*K² (Michard, 1990 ; Alaux-Négrel, 1991) ; - Mo*K² (Alaux-Négrel, 1991) ; - U*K (Alaux-Négrel, 1991) ; et par rapport au sodium : Rb/Na et Cs/Na (Michard, 1990). Les erreurs engendrées par les estimations de températures en utilisant les géothermomètres sont, également, abordées. Une comparaison entre valeurs de température estimées à partir des géothermomètres chimiques et valeurs réellement mesurées, sur différents champs géothermiques mondiaux, est présentée. Très souvent, ces erreurs ou problèmes d’application des géothermomètres sont liés à des processus de mélange d’eaux d’origine différente, qui viennent perturber l’état d’équilibre eau - roche existant en profondeur, dans le réservoir géothermique ; des caractéristiques chimiques, qui permettent de différencier les eaux géothermales d’eaux mélangées, sont discutées. Un modèle de mélange d’eaux chaude et froide destiné à estimer les proportions de chacun des pôles est, également, décrit. Malgré leurs imperfections, les géothermomètres chimiques demeurent des outils précieux pour la prospection géothermique. Néanmoins, ces outils doivent être appliqués avec précaution et par des spécialistes en géochimie des fluides, qui tiennent compte de : - l’ensemble des résultats obtenus à partir des analyses chimiques et isotopiques des eaux thermales étudiées et des principales conclusions associées ; - l’évolution de ces eaux, qui peuvent subir différents processus de perturbation (processus de mélange avec des eaux superficielles plus froides, processus de dissolution ou précipitation de minéraux, processus de dégazage, etc.), au cours de leur remontée depuis le réservoir géothermique vers la surface. 4 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Sommaire 1. Introduction...............................................................................................................7 2. Cadre général............................................................................................................9 3. Les géothermomètres classiques.........................................................................11 4. Précautions et recommandations à suivre pour utiliser les géothermomètres chimiques ...................................................................................................13 4.1. LE GÉOTHERMOMÈTRE SiO2 .........................................................................13 4.1.1. Recommandations en termes de concentrations ...................................13 4.1.2. Recommandations en termes de température .......................................13 4.1.3. Recommandations en termes de milieu géologique ..............................13 4.2. LE GÉOTHERMOMÈTRE Na/K ........................................................................14 4.3. LE GÉOTHERMOMÈTRE Na-K-Ca ..................................................................15 4.4. LE GÉOTHERMOMÈTRE SO42- - H2O ..............................................................17 5. Autres relations géothermométriques classiques .............................................19 5.1. NOUVEAUX GÉOTHERMOMÈTRES SiO2 .......................................................19 5.2. NOUVEAUX GÉOTHERMOMÈTRES Na/K ......................................................20 5.3. NOUVEAU GÉOTHERMOMÈTRE Na-K-Ca .....................................................20 6. Géothermomètres « plus récents » (lithium, éléments traces, etc.) ..................23 6.1. LES GÉOTHERMOMÈTRES LITHIUM .............................................................23 6.1.1. Les géothermomètres Na/Li ...................................................................23 6.1.2. Le géothermomètre Mg/Li ......................................................................24 6.1.3. Le géothermomètre Li ............................................................................25 6.2. LE GÉOTHERMOMÈTRE CO2 ..........................................................................25 6.3. LE GÉOTHERMOMÈTRE SiO2/CO2 .................................................................25 6.4. LE GÉOTHERMOMÈTRE Ca/K² .......................................................................26 6.5. LE GÉOTHERMOMÈTRE Mg/K².......................................................................26 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 5 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales 6.6. LE GÉOTHERMOMÈTRE Mg/Na ..................................................................... 27 6.7. LE GÉOTHERMOMÈTRE Mo/K² ...................................................................... 27 6.8. LE GÉOTHERMOMÈTRE U/K .......................................................................... 27 6.9. AUTRES GÉOTHERMOMÈTRES .................................................................... 27 6.9.1. Le géothermomètre Fe/K²...................................................................... 28 6.9.2. Le géothermomètre Sr/K² ...................................................................... 28 6.9.3. Le géothermomètre Mn/K²..................................................................... 28 6.9.4. Le géothermomètre F*K ........................................................................ 28 6.9.5. Le géothermomètre W*K² ...................................................................... 28 6.9.6. Les géothermomètres Li/Na, Rb/Na, Cs/Na .......................................... 28 6.9.7. Remarques ............................................................................................ 29 7. Source d’erreurs en géothermométrie ................................................................. 31 8. Les processus de mélange ................................................................................... 33 8.1. MISE EN ÉVIDENCE DES PROCESSUS DE MÉLANGE (ARNÓRSSON, 1985) ................................................................................................................. 33 8.2. MODÈLE DE MÉLANGE................................................................................... 34 9. Conclusions............................................................................................................ 37 10. Bibliographie ........................................................................................................ 39 Liste des annexes Annexe 1 - Équations des géothermomètres ............................................................................ 45 Annexe 2 - Calcul du géothermomètre Na-K-Ca....................................................................... 55 Annexe 3 - Correction Mg du géothermomètre Na-K-Ca .......................................................... 59 Annexe 4 - Fluides de forages géothermiques mondiaux : comparaison entre température estimée à partir des géothermomètres chimiques et température mesurée ......... 63 6 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales 1. Introduction C ette étude de synthèse bibliographique, réalisée dans le cadre du projet de recherche Géothermie Haute Enthalpie dans les DOM (GHEDOM, ENER-04) et suivant la convention n° 02 05 035, établie entre le BRGM et l’ADEME, a pour but de faire le point sur l’ensemble des géothermomètres chimiques. Ces outils, couramment utilisés en prospection géothermique, sont basés sur des méthodes géochimiques, qui permettent d’estimer la température d’un réservoir géothermique, à partir de la composition chimique des eaux, qui remontent en surface, généralement après refroidissement. Toutes les méthodes ont pour base l’hypothèse que les eaux ont atteint l’équilibre avec les roches du réservoir dans les conditions de température et de pression de ce réservoir, et que cet état d’équilibre n’est pas masqué par les variations de composition chimique des eaux, au cours de leur remontée et de leur refroidissement depuis le réservoir vers la surface (Michard, 2002). Néanmoins, différents processus pouvant affecter la composition chimique des eaux chaudes profondes, au cours de leur remontée et de leur refroidissement depuis le réservoir géothermique vers la surface (mélange avec des eaux superficielles plus froides, dissolution et/ou précipitation de minéraux, dégazage, ébullition, etc.), les géothermomètres chimiques doivent être utilisés avec précaution en fonction du milieu géologique où ils sont appliqués et en fonction des gammes de température estimées. Par ailleurs, certains géothermomètres tels que le Na/K ou Na/K/Ca donnent des températures erronées avec l’eau de mer. Les nombreuses relations géothermométriques, semi-empiriques, établies, sont présentées dans ce rapport. On y aborde, dans un premier temps, le cadre général des conditions d’application de ces géothermomètres. Les géothermomètres « classiques » sont, ensuite, décrits ainsi que les problèmes rencontrés au cours de leur application, les précautions à prendre et les recommandations à suivre pour les utiliser. Compte tenu de certains problèmes d’application, il est montré que quelques thermomètres « classiques » ont été reformulés. Des géothermomètres plus récents utilisant le lithium et les éléments traces sont, ensuite, présentés. Toutes les équations des géothermomètres sont regroupées en annexe 1. En annexe 2, se trouve la méthode de calcul du géothermomètre Na-K-Ca et en annexe 3, celle qui tient compte de la concentration en Mg. Les erreurs engendrées par les estimations de températures en utilisant les géothermomètres sont, également, abordées. Une comparaison entre valeurs de température estimées à partir des géothermomètres chimiques et valeurs réellement mesurées, sur différents champs géothermiques mondiaux (ann. 4), est présentée. BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 7 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Très souvent, les erreurs ou problèmes d’application des géothermomètres sont liés à des processus de mélange d’eaux d’origine différente, qui viennent perturber l’état d’équilibre eau - roche existant en profondeur, dans le réservoir géothermique. Les processus de mélange et la manière de prendre en compte et de calculer les mélanges des eaux thermales avec d’autres eaux plus superficielles sont donc abordés. 8 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales 2. Cadre général Grâce aux éléments chimiques utilisés dans les équations géothermométriques, les géothermomètres peuvent être classifiés en quatre groupes. Le premier groupe est représenté par les géothermomètres à silice, basé sur l’équilibre du système SiO2-H2O et qui peut être subdivisé en plusieurs types, suivant la calibration avec le minéral qui contrôle la silice en solution (quartz, calcédoine, silice amorphe, etc.). Le second groupe est basé sur les rapports entre les éléments alcalins (Fournier et Truesdell, 1973 ; Fournier, 1977 ; Fournier et Potter, 1979 ; Arnórsson et al., 1983 ; Giggenbach et al., 1983). Le troisième groupe est celui des géothermomètres expérimentaux, basé sur l’extrapolation d’expériences simples entre un minéral et une solution, habituellement le quartz, la cristobalite (Weill et Bottinga, 1970 ; Ragnarsdóttir et Walther, 1983 ; Giampaolo et al., 1992). Le dernier groupe est celui des géothermomètres empiriques qui sont dérivés des relations entre les concentrations en silice des eaux thermales naturelles et les températures mesurées dans les sources chaudes ou les puits. Les hypothèses de base inhérentes à l’utilisation de ces indicateurs géochimiques sont discutées par White (1970) et Fournier et Truesdell (1974) et sont les suivantes : - (1) les réactions dépendant de la température ont lieu en profondeur ; - (2) l’équilibre eau/roche a lieu à la température et à la pression du réservoir ; - (3) il y a suffisamment de minéraux dans le système eau/roche pour que les réactions puissent avoir lieu ; - (4) il y a peu ou pas de ré-équilibration ou de changement dans la composition à basse température, quand l’eau passe du réservoir profond à la surface (i.e. le flux est rapide vers la surface et il n’y a pas de réaction à la surface) ; - (5) l’eau chaude provenant du système profond est peu perturbée par des mélanges avec des eaux plus froides proches de la surface. En cas de mélange, il faut évaluer les résultats d’un tel mélange ; - (6) absence d’ébullition ou de dégazage dans le cas d’eaux riches en gaz dissous ; - (7) pas de précipitation et/ou de dissolution de phases secondaires au cours de la remontée du fluide ; - (8) pas de réaction d’échange avec les minéraux argileux dans le cas des cations Na et K (Weissberg et Wilson, 1977) ; - (9) les géothermomètres chimiques ne peuvent pas être appliqués pour des eaux acides (Fournier, 1981 ; Giggenbach, 1988). Ce sont généralement les minéraux comme le quartz, la calcédoine ou les feldspaths, dont la solubilité augmente fortement avec la température, et qui ne subissent pas de BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 9 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales ré-équilibration rapide lors de la remontée des eaux des réservoirs profonds vers la surface, qui peuvent être utilisés pour la géothermométrie (D’Amore et al., 1987). L’obtention d’un équilibre dans le réservoir va dépendre d’un certain nombre de facteurs comme les cinétiques des réactions, la température du réservoir, la réactivité de la roche encaissante, les concentrations des éléments indicateurs dans l’eau et le temps de résidence de l’eau dans le réservoir à la température particulière. Par conséquent, dans certaines situations, l’équilibre dans le réservoir peut être atteint pour certaines réactions mais pas pour d’autres. La ré-équilibration ou pas de l’eau après son départ du réservoir vers la surface va dépendre de facteurs similaires : la vitesse du flux, le chemin de la remontée, le type et la réactivité de la roche encaissante traversée, la température initiale du réservoir et les cinétiques des différentes réactions pouvant se produire. Plusieurs réactions peuvent se produire pendant la remontée de l’eau à différentes vitesses. Par conséquent, la dernière température apparente d’équilibration peut varier selon les différents géothermomètres utilisés. Les deux principaux types de réactions dépendant de la température et pouvant être utiles en tant que géothermomètres quantitatifs sont les réactions de dissolutionprécipitation et d’échange d’ions (Fournier, 1977). 10 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales 3. Les géothermomètres classiques Les géothermomètres SiO2 ont été définis par Fournier (1977). Ils dépendent de l’équilibre de la solution avec le quartz, la calcédoine, la cristobalite (α et β) et la silice amorphe à des températures variant de 0 à 250 °C (ann. 1, tabl. 1). Le géothermomètre Na/K est basé sur l’équilibre entre un plagioclase et le feldspath potassique. La relation entre le rapport Na/K et la température a d’abord été introduite par White (1965) et Ellis (1969, 1970). Elle a, par la suite, été formulée sous forme de relation thermométrique par Fournier et Truesdell (1973), Truesdell (1975) et Fournier (1979) pour des températures supérieures à 120 °C (ann. 1, tabl. 1). Kharaka et Mariner (1989) estiment, cependant, que ce géothermomètre n’est utile que pour des températures supérieures à environ 150 °C. À plus faibles températures, le calcium compense habituellement une fraction significative des cations et le géothermomètre Na/K donne des estimations de températures anormalement fortes pour les eaux riches en calcium. Ceci a conduit au développement du géothermomètre empirique Na-K-Ca pour estimer la dernière température des interactions eau/roche (Fournier et Truesdell, 1973 ; ann. 1, tabl. 1). Il est basé sur les concentrations molaires de sodium, de potassium et de calcium des eaux naturelles, de températures allant de 4 à 340 °C. Les données de la plupart des eaux géothermales reportées sur un graphe log (Na/K) + β log (√Ca / Na) en fonction de l’inverse de la température absolue se regroupent sur une ligne droite, où β est égal à 1/3 ou 4/3 selon que l’eau se soit équilibrée à une température supérieure ou inférieure à 100 °C. Pour la plupart des eaux testées, cette méthode donne de meilleurs résultats que celle du géothermomètre Na/K (White, 1965 ; Ellis, 1970). Pour la procédure de calcul de ce géothermomètre, se référer à l’annexe 2. Cependant, dans la plupart des environnements de faibles températures, les concentrations en magnésium sont élevées et le géothermomètre Na-K-Ca donne des estimations de températures excessivement fortes. Une correction empirique faisant intervenir la concentration en magnésium a alors été déterminée et appliquée au géothermomètre Na-K-Ca dans le cas de ces eaux (Fournier et Potter, 1979). Le géothermomètre Na-K-Ca, avec la correction en magnésium si elle est nécessaire, peut être appliqué pour des eaux de températures allant de 0 à 350 °C. Ce géothermomètre, ainsi que le Na-K, donne des valeurs de température erronées pour l’eau de mer (Michard, 1979). En plus des géothermomètres chimiques, on peut citer le géothermomètre « isotopique » SO42- - H2O, qui prend en considération la distribution à l’équilibre des isotopes de l’oxygène de l’eau et du sulfate dissous. BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 11 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales La réaction isotopique décrivant cette répartition thermo-dépendante est la suivante : S16O42- + H218O = S16O318O2- + H216O Urey (1947), Lloyd (1968) et Mizutani et Rafter (1969) ont proposé des équations qui relient le fractionnement de cet équilibre à la température (ann. 1, tabl. 1). Le coefficient de fractionnement entre l’ion sulfate et l’eau est décrit par : δ(SO42- - H2O) = (18O/16O)SO42- / (18O/16O)H2O ou : 12 δ(SO42- δSO 24− − δH2 O - H2O) = 1 + 1000 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales 4. Précautions et recommandations à suivre pour utiliser les géothermomètres chimiques 4.1. LE GÉOTHERMOMÈTRE SiO2 La température estimée à partir du géothermomètre à silice ne faisant pas appel à un rapport de concentrations peut être préférentiellement affectée par des processus de séparation de phases (perte de vapeur) ou de dilution. 4.1.1. Recommandations en termes de concentrations Il est recommandé d’utiliser deux relations géothermométriques à silice (calcédoine et quartz) pour les sources ou les puits de faible profondeur, si la concentration de la silice non dissociée se trouve entre 60 et 250 ppm. Quand la teneur en silice non dissociée est inférieure à 60 ppm, le terme « température à silice » se réfère à la calcédoine. La référence à l’équilibre avec le quartz est faite, par contre, pour des concentrations en silice dissoute supérieures à 250 ppm (Arnórsson, 1975). 4.1.2. Recommandations en termes de température Quelques précautions doivent être prises en utilisant le géothermomètre SiO2 (Gunter et al., 1992). Kharaka et Mariner (1989) ont recommandé que le thermomètre à calcédoine soit utilisé pour des températures comprises entre 40 et 70 °C et le thermomètre à quartz entre 70 et 250 °C. Cependant, ces deux thermomètres doivent être utilisés avec précaution au-delà de 200 °C car aux températures de surface, les eaux deviennent sursaturées vis-à-vis de la silice amorphe, qui peut alors précipiter lors de la remontée du fluide vers la surface ; des températures trop basses pourraient alors être calculées à cause de la perte de SiO2 dissous. Dans le cas où l’ébullition se produit lors de la remontée de l’eau vers la surface, la silice dissoute va devenir plus concentrée. Si ce phénomène est suspecté, un calcul adiabatique devra être fait plutôt qu’un calcul par conduction, où l’ébullition n’est pas supposée se produire. 4.1.3. Recommandations en termes de milieu géologique Dans le cas de roches carbonatées, le géothermomètre SiO2 n’est pas satisfaisant d’un point de vue expérimental. Malgré cela, les géothermomètres SiO2 ayant été calibrés expérimentalement avec des roches silicatées peuvent être utilisés pour des applications dans des systèmes géothermiques caractérisés par la présence d’un réservoir prédominé par les carbonates. BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 13 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales En effet, le plus souvent, la circulation de l’eau et les temps d’interaction sont beaucoup plus importants dans ces systèmes que lors d’expériences menées en laboratoire. Ces systèmes représentent des réservoirs infinis même pour la silice (Giampaolo et al., 1992). Le géothermomètre SiO2 est insensible aux variations modérées de salinité du fluide (TDS). Il ne semble pas affecté par la présence de substances organiques dissoutes, même si la solubilité de la silice a montré qu’elle augmentait lors de la formation de complexes aqueux avec certains ligands organiques (Bennet et Siegel, 1989). Cependant, ce géothermomètre n’est pas fiable pour des eaux acides riches en sulfates contenant peu de chlorures (Fournier et Truesdell, 1973). De plus, dans des conditions de forts pH rencontrés lors de flux alcalins, la solubilité des minéraux silicatés augmente fortement et des températures anormalement hautes peuvent être déterminées si ce phénomène n’est pas pris en compte (Gunter et al., 1992). 4.2. LE GÉOTHERMOMÈTRE Na/K Le géothermomètre Na/K est basé sur l’équilibre atteint entre un plagioclase et le feldspath potassique. Cette seule hypothèse constitue un inconvénient majeur car pour s’assurer de l’existence d’un tel équilibre, il faudrait connaître la concentration et l’activité de l’aluminium en profondeur, or ces données sont rares, et d’autre part, l’aluminium varie très vite lors du refroidissement (Michard, 1979). Cependant, comme ce géothermomètre utilise des rapports de concentrations, il est, par conséquent, moins sensible aux effets de mélange et/ou d’ébullition et conduit à des estimations de température des eaux thermales plus représentatives de la température du réservoir que celles obtenues avec le géothermomètre à silice (Arnórsson et al., 1983). Toutefois, et selon Fournier et Truesdell (1973), le rapport Na/K ne doit pas être appliqué pour estimer la température si √MCa / MNa > 1 (M = molarité), car la température calculée sera plus haute que la véritable température d’interaction eau/roche. Mais il peut être utilisé pour estimer la température des eaux alcalines ou proches de la neutralité, qui ne déposent pas de travertins, et/ou des eaux de faible concentration en calcium et de forte teneur en sodium (i.e., log (√Ca / Na) < 0,5). Le rapport Na/K peut, néanmoins, être modifié par des réactions d’échanges avec des minéraux argileux (Weissberg et Wilson, 1977) ou par un enrichissement en potassium provenant de roches sédimentaires ou de matériel volcanique de réservoirs plus surfaciques (Michard et al., 1976). Il peut également mener à de fausses estimations de températures pour des eaux provenant d’environnement de basse température (Henley et al., 1984). La raison principale de ces fausses estimations dans un tel environnement est que la température d’équilibre entre feldspaths et eaux géothermales n’est pas atteinte à basse température et que le rapport Na/K des eaux est gouverné par le lessivage des 14 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales roches plutôt que par l’équilibre chimique (D’Amore et al., 1987). Ce dernier est particulièrement efficace pour des eaux riches en CO2 où les cations peuvent être lessivés de la roche encaissante par l’acide carbonique. Le rapport Na/K dans les lessivats peut affecter la température vers le haut ou vers le bas (Güleç, 1994 ; Pope et al., 1987). Les températures calculées à partir du géothermomètre Na/K sont généralement trop élevées quand elles sont appliquées à des eaux riches en calcium, particulièrement dans des systèmes à faible température. En effet, dans ces conditions, le calcium, le sodium et le potassium sont en compétition dans les réactions d’échange d’ions avec les minéraux silicatés et de ce fait faussent l’équilibre Na/K - feldspath (Nicholson, 1993). Le géothermomètre Na/K, contrôlé par l’équilibre entre l’albite et le K-feldspath, donne de bons résultats pour des températures comprises entre 175 et 200 °C. Des températures anormalement hautes sont obtenues si la température de l’eau est inférieure à 100 °C. De plus, les eaux riches en calcium ne conduisent pas à des températures raisonnables et il apparaît que la teneur en calcium doit être prise en compte (Fournier et Truesdell, 1973). Le géothermomètre Na-K-Ca (Fournier et Truesdell, 1973) semble être plus fiable que le géothermomètre Na/K pour les eaux de basses températures et/ou concentrées en calcium. 4.3. LE GÉOTHERMOMÈTRE Na-K-Ca Fournier et Truesdell (1973) considèrent que l’ajout de calcium au géothermomètre Na/K proposé par White (1965) puis Ellis (1970), rend compte d’un échange possible des cations Ca2+ et Na+ entre le solide, en l’occurrence un plagioclase, et la solution. Le remplacement du calcium dans un plagioclase par du sodium s’accompagnant d’un remplacement de l’aluminium par le silicium, Michard et Fouillac (1976) ont cherché une démonstration plus exacte de la relation thermométrique de Fournier et Truesdell (1973), afin de savoir ce qu’elle impliquait. Dans des conditions d’équilibre entre l’eau, le plagioclase et le feldspath potassique, le bon fonctionnement de ce géothermomètre à des températures « élevées » (100 °C < T < 375 °C) tendrait à indiquer que les plagioclases qui s’équilibrent avec l’eau ont une composition moyenne voisine de Ab80An20 (i.e. plagioclase peu calcique). Aux basses températures, les eaux sont relativement peu chargées. Reportés dans un diagramme en potentiel chimique, les points représentatifs des eaux se placent tous dans le domaine de la kaolinite ; les bilans d’altération montrent également que la composition de l’eau résulte de la transformation des minéraux originels (feldspaths, biotite) en kaolinite. La composition de l’eau en cations alcalins et alcalino-terreux n’est donc pas régie par des équilibres, mais par la vitesse relative d’attaque des différents minéraux. BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 15 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Benjamin et al. (1983) ont d’ailleurs proposé que la dissolution des minéraux d’altération influençant les concentrations aqueuses avaient un impact sur le géothermomètre Na-K-Ca ; cette influence pouvait d’ailleurs également s’appliquer au géothermomètre Na/K. Ils concluent que le géothermomètre Na-K-Ca est basé sur des réactions d’altération plutôt que sur des échanges d’ions entre feldspaths en admettant, cependant, qu’il reste difficile de savoir si les réactions d’altération jouent véritablement. Ce géothermomètre doit être appliqué si (1) la silice est présente en excès, (2) l’aluminium est conservé dans les phases solides et (3) qu’il n’y a pas de changement de pH (Nicholson, 1993). Han (1979) a énuméré les facteurs produisant le plus souvent des erreurs dans les estimations de températures avec le géothermomètre Na-K-Ca. L’application du géothermomètre Na-K-Ca dans les conditions suivantes peut conduire à des estimations de température erronées : - les interactions eau/roche continues (dissolution/précipitation) quand l’eau migre du réservoir géothermal vers le point de prélèvement. Par exemple, les eaux contenant initialement un peu de calcium conduisent à des estimations de températures d’aquifères trop basses à cause de réactions eau/roche continues lors de la remontée du fluide. Cependant, les eaux initialement riches en CO2 et en calcium peuvent conduire à des estimations de températures trop élevées à cause de la précipitation rapide de carbonates de calcium (en quantités significatives dans les zones de remontées du fluide quand l’ébullition a lieu) et de réactions plus lentes concernant le sodium et le potassium (Fournier et Truesdell, 1973 ; Arnórsson et al., 1982) ; - l’écart par rapport à l’équilibre chimique ; - le mélange avec des eaux équilibrées, à différentes températures ; - les eaux de composition chimique différente de celle utilisée par Fournier et Truesdell (1973) ; - les eaux acides et riches en sulfates contenant peu de chlorures (Fournier et Truesdell, 1973) ; - les eaux riches en CO2 (D’Amore et al., 1987 ; Páces, 1975 ; Páces et Cermak, 1976 ; Fouillac et Michard, 1977). Comme la concentration absolue de calcium dans les eaux est contrôlée par les minéraux carbonatés, le niveau de la pression partielle de CO2 en solution influencera fortement la concentration en calcium. Il a aussi été réalisé que l’influence du CO2, l’ébullition (créant une perte de CO2, qui cause la précipitation de carbonates de calcium) et la dilution avec des eaux profondes riches en CO2 pouvaient affecter le géothermomètre. De plus, le géothermomètre Na-K-Ca doit être appliqué avec prudence si la pression partielle de CO2 à l’équilibre avec l’eau est supérieure à 10-4 atm et la température inférieure à 75 °C (Páces, 1975). Dans ce cas, une forme modifiée du géothermomètre Na-KCa a été proposée (ann. 1, tabl. 2) ; - les réactions d’échange avec d’autres ions, notamment le magnésium. À cause de la solubilité des silicates magnésiens à faible température, de fortes teneurs en 16 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales magnésium dans les eaux sont un sérieux désavantage pour l’application de ce géothermomètre. Pour pallier à cela, Fournier et Potter (1979) ont conçu des équations et des abaques pour corriger les effets contraires du magnésium sur le géothermomètre chimique Na-K-Ca. Ces outils peuvent être utilisés pour déterminer les corrections appropriées de température pour des eaux données avec des températures Na-K-Ca supérieures à 70° C et R < 50, où R = [Mg / (Mg+Ca+K)]*100 avec les concentrations des cations exprimées en équivalents. Les eaux avec R > 50 proviennent probablement d’aquifères froids à des températures proches de celles des sources, sans tenir compte de températures Na-K-Ca beaucoup plus fortes. La correction empirique du géothermomètre Na-K-Ca pour de fortes teneurs en magnésium (Fournier, 1981) peut être appliquée si la teneur en magnésium ne subit pas un enrichissement excessif par rapport au potassium et au calcium lors d’un mélange du fluide initial profond avec des eaux provenant de réservoirs de moindre profondeur (D’Amore et al., 1987). Pour la procédure de calcul de cette correction, se référer à l’annexe 3. 4.4. LE GÉOTHERMOMÈTRE SO42- - H2O L’équilibre isotopique qui s’établit dans un réservoir géothermique en milieu cristallin à une température donnée peut être perturbé, au cours de la remontée du fluide à la surface. Ces perturbations affectent aussi bien les teneurs en oxygène-18 de l’eau que celles du sulfate dissous par des phénomènes de réduction ou d’oxydation du soufre (Michelot, 1988). Lloyd (1968) montre que la vitesse d’échange isotopique en oxygène-18 entre les ions sulfates et l’eau est fonction de la température et du pH de la solution. À partir de ces résultats, Pearson et Rightmire (1980) ont proposé une équation pour calculer le temps de demi-équilibre (ann. 1, tabl. 1). Cet échange isotopique eau-sulfate pourrait être utilisé comme géochronomètre. Il existe également un échange isotopique en 34S entre sulfate et sulfure (Robinson, 1973) : 4S + 4H2O = 3H2S + HSO4- + H+ L’équation reliant le fractionnement à la température est donnée dans le tableau 1 de l’annexe 1. Pour les températures et pH des fluides géothermiques, la vitesse d’échange en oxygène-18 est beaucoup plus grande que celle en 34S. Ainsi, un équilibre isotopique entre l’eau et le sulfate peut être atteint sans que celui entre le sulfate et le sulfure ne le soit (Chiba et al., 1985). BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 17 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales 5. Autres relations géothermométriques classiques 5.1. NOUVEAUX GÉOTHERMOMÈTRES SiO2 Ragnarsdóttir et Walther (1983) ont étudié l’effet de la pression du fluide sur le géothermomètre à silice. Les résultats de cette étude, combinés à d’autres mesures de solubilité du quartz, aboutissent à un géothermomètre à silice sensible à la pression pour des fluides ayant subi une perte adiabatique de vapeur (ann. 1, tabl. 3). Ce géothermomètre peut s’appliquer à des solutions à l’équilibre avec le quartz pour des températures de 180 à 340 °C et des pressions de fluide allant de la pression de saturation de l’eau à 500 bars. Les températures des eaux thermales ayant été en équilibre avec le quartz et ayant subi une perte adiabatique de vapeur peuvent être calculées avec confiance (± 3 °C) en utilisant l’équation de ce géothermomètre, jusqu’aux pressions de 500 bars et pour des températures variant de 180 à 240 °C. Des précautions doivent être prises si les températures dépassent 250 °C à cause de la ré-équilibration rapide entre le quartz et le fluide (Ellis et Mahon, 1977 ; Rimstidt et Barnes, 1980). L’équation de ce nouveau géothermomètre peut prédire avec une assez bonne précision les températures profondes des puits géothermiques, quand les différents facteurs, qui affectent la température et le mélange du fluide sont pris en compte. La validité de cette équation a été testée en comparant les températures estimées à partir des concentrations de silice dissoute de fluides de puits géothermiques avec les mesures de température en profondeur. Pour la plupart de ces puits, on a remarqué que les mesures de température étaient toujours légèrement plus basses que celles estimées à partir de l’équation. Ceci a été attribué au refroidissement de la roche encaissante au voisinage du forage, causé par la décompression du fluide au cours du flash (Menzies et al., 1982), et non à la mauvaise calibration de l’équation qui, elle, donnait les valeurs de température profonde plus représentatives (avant refroidissement). Une nouvelle équation thermométrique est proposée par Arnórsson (2000) pour le géothermomètres à quartz (ann. 1, tabl. 3). Elle est basée sur la révision de données expérimentales de la solubilité du quartz dans l’eau. BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 19 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Fournier et Rowe (1966), Michard (1979), Arnórsson et al. (1983), Verma (2000), Fournier et Potter (1982) et Giggenbach et al. (1983), ont également proposé des relations thermométriques empiriques pour le géothermomètre à quartz (ann. 1, tabl. 3). Schoeller et Schoeller (1977) et Schoeller (1976) ont, quant à eux, formalisé un nouveau géothermomètre SiO2 lié aux sources thermominérales, basé sur les rapports cations/silice de l’eau et du granite ou des roches cristallophylliennes (ann. 1, tabl. 4). Ce géothermomètre complète celui de Fournier (1977), en tenant compte du chlore contenu dans la roche ainsi que des cations et de la silice apportés par l’eau d’infiltration alimentant le circuit hydrothermal (la concentration de la silice est exprimée en moles et celle des cations en équivalents). Michard (1979, 1990), Arnórsson et al. (1983) et Verma (2000) ont proposé de nouveaux géothermomètres à calcédoine et silice amorphe (ann. 1, tabl. 4). Giampaolo et al. (1992), pour leur part, ont déterminé trois géothermomètres expérimentaux à silice (ann. 1, tabl. 4). 5.2. NOUVEAUX GÉOTHERMOMÈTRES Na/K Un nouveau géothermomètre Na/K est proposé par Arnórsson (2000), basé sur les propriétés thermodynamiques de l’albite et du K-feldspath (ann. 1, tabl. 5). Pour des eaux diluées ou légèrement salines à des températures inférieures à 300 °C, le rapport des activités Na/K peut être pris pour le rapport des concentrations. Michard (1990) a mis au point un géothermomètre Na/K, à partir d’une analyse statistique de données provenant d’eaux thermales en contact avec des granites européens (ann. 1, tabl. 5). Arnórsson et al. (1983) ont proposé trois géothermomètres Na/K après avoir étudié les basaltes d’Islande (ann. 1, tabl. 5). Tonani (1980), Nieva et Nieva (1987), Giggenbach et al. (1983), Michard (1979) ont proposé des relations géothermométriques pour le thermomètre Na/K basées sur l’équilibre entre les feldspaths sodique et potassique (ann. 1, tabl. 5). Fournier (1979) a également proposé un géothermomètre Na/K (ann. 1, tabl. 5). Enfin, Kharaka et Mariner (1989) ont défini une relation géothermométrique Na/K (ann. 1, tabl. 5) ne pouvant pas être appliquée aux eaux de champs pétroliers ; elle est, par contre, beaucoup plus fiable pour les systèmes géothermaux (coefficient de corrélation ρ = 0,87), spécialement pour des températures supérieures à environ 150 °C. 5.3. NOUVEAU GÉOTHERMOMÈTRE Na-K-Ca Benjamin et al. (1983) ont proposé une nouvelle équation du géothermomètre Na-K-Ca en modifiant les constantes de Fournier et Truesdell (1973) à l’aide de la méthode des 20 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales moindres carrés (ann. 1, tabl. 2). Bien que cette méthode mène à un jeu de constantes améliorées pour le géothermomètre Na-K-Ca et à une estimation significative des paramètres thermodynamiques pour les équilibres eau/roche, une plus ample utilisation de ces contraintes thermodynamiques dépend de l’obtention de données thermodynamiques des phases d’altération observées. Le géothermomètre Na-K-Ca établi par Páces (1975 ; ann. 1, tabl. 2) a déjà été évoqué au § 4.3. BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 21 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales 6. Géothermomètres « plus récents » (lithium, éléments traces, etc.) 6.1. LES GÉOTHERMOMÈTRES LITHIUM Dans le cas d’un élément mobile comme le lithium et contrairement aux conditions d’équilibre des géothermomètres classiques, les équilibres chimiques contrôlant la concentration du lithium sont probablement des réactions d’échanges cationiques avec des argiles et des zéolites, plutôt que la formation de nouveaux minéraux. Les minéraux riches en lithium semblent être très rares dans les environnements hydrothermaux (Fouillac et Michard, 1981), ce qui empêche tout équilibre avec de tels minéraux et lui confère son rôle de traceur de phénomènes géochimiques (Brondi et al., 1973). La plupart des géothermomètres qualitatifs sont basés sur la distribution et la concentration relative des éléments volatils dans les eaux et les sols et la variation de la composition des gaz des sols. De fortes concentrations anormales d’éléments traces non volatils peuvent aussi indiquer de fortes températures de sub-surface. Ceci pourrait être vrai si l’élément avait tendance à être facilement lessivé de la roche non pas à faible, mais à haute température. Par exemple, Brondi et al. (1973) ont reporté que de fortes concentrations en lithium dans des sources en Toscane donnent de bonnes indications de hautes températures à de faibles profondeurs. Cette méthode de prospection doit être utilisée avec précaution car les variations des teneurs en éléments traces peuvent être dues à des facteurs autres que des hautes températures de sub-surface, comme des variations dans le type de roche, des variations dans la durée de contact de l’eau avec la roche et aussi de la contamination provenant des processus industriels ou de l’agriculture (Fournier, 1977). Michard (1979, 1990) a été le premier à proposer des géothermomètres faisant intervenir le lithium et plus précisément le rapport Na/Li, un faible rapport Na/Li semblant être représentatif des zones les plus chaudes d’un terrain. Puis, Kharaka et al. (1982) ont également proposé un tel géothermomètre expérimenté pour des bassins pétroliers. Fouillac et Michard (1981) ont défini des géothermomètres lithium. Kharaka et al. (1985) et Kharaka et Mariner (1989) ont quant à eux proposé des géothermomètres basés sur le rapport √Mg/Li (ann. 1, tabl. 6). 6.1.1. Les géothermomètres Na/Li La dépendance du lithium sur la température est plus forte que celle du sodium : environ quatre ordres de magnitude entre 0 et 300 °C pour le lithium contre environ deux ordres de grandeur pour le sodium. BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 23 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Le rapport Na/Li, difficilement modifié pendant la remontée du fluide, semble donner de bonnes estimations des températures de profondeur (Fouillac et Michard, 1981). Ce géothermomètre, bâti à partir d’une analyse statistique de données sur des fluides de forages du monde entier, présente deux avantages certains (Michard, 1979 ; Fouillac et Michard, 1981) : - les eaux froides d’origine superficielle obéissent approximativement au géothermomètre Na/Li (ce n’est pas le cas des géothermomètres à silice ni du géothermomètre Na/K) ; - le sodium et le lithium ne subissent guère de modifications de concentration, lors de la remontée des eaux. Ben Dhia et Meddeb (1990) ont constaté que le géothermomètre Na/Li n’était pas fiable si l’eau avait interagi avec des roches de type évaporitique ou dolomitique (la même remarque s’applique, d’ailleurs, aux géothermomètres Na/K). Kharaka et Mariner (1989) soulignent, quant à eux, que ce géothermomètre n’est pas beaucoup utilisé, notamment à cause de sa dépendance avec les chlorures. Les deux géothermomètres Na/Li, définis par Fouillac et Michard (1981), sont, d’ailleurs, fonction de la concentration en chlorure (ann. 1, tabl. 6). Le géothermomètre Na/Li, défini par Michard (1990), découle d’une analyse statistique de données provenant d’eaux thermales en contact avec des granites européens. 6.1.2. Le géothermomètre Mg/Li Il est, généralement, admis que les concentrations et proportions de magnésium des eaux superficielles sont beaucoup plus faibles que celles de l’eau de mer et diminuent habituellement quand la température augmente (White, 1965 ; Fournier et Potter, 1979 ; Kharaka et al., 1985a). Les concentrations et proportions de lithium augmentent, par contre, avec la température (Fouillac et Michard, 1981 ; Kharaka et al., 1985a), ce qui suggère que le rapport Mg/Li pourrait être un bon indicateur de la température. Les raisons d’ordre géochimique de ce comportement restent, cependant, pas entièrement comprises (Ellis et Mahon, 1977), mais on sait que Mg2+ et Li+ se substituent l’un à l’autre dans les amphiboles, les pyroxènes, les micas et les minéraux argileux. Cette substitution a lieu principalement du fait que les deux cations ont pratiquement le même rayon ionique. Kharaka et al. (1985a) ont, les premiers, défini un géothermomètre Mg/Li à partir d’échantillons d’eaux de formation provenant de champs pétroliers. Kharaka et Mariner (1989), par la suite, en ont défini un deuxième pour estimer les températures profondes des bassins sédimentaires, où la salinité des eaux et les pressions hydrauliques sont généralement plus fortes qu’en milieu géothermal. Ce géothermomètre peut donner, cependant, de bonnes estimations de températures dans de tels systèmes (ann. 1, tabl. 6). Une régression linéaire de cette équation a également été établie pour les échantillons provenant uniquement d’eaux de champs pétroliers (ann. 1, tabl. 6). Kharaka et Mariner (1989) recommandent de ne pas utiliser cette dernière équation pour des eaux géothermales de températures supérieures à 200 °C. 24 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Les géothermomètres Mg/Li peuvent être appliqués avec succès pour des systèmes de basses températures (océan compris), indiquant que des réactions d’échange relativement rapides impliquant les minéraux argileux pourraient contrôler ces rapports. Remarque : dans des systèmes de faible enthalpie et plus particulièrement de faible salinité, avec des concentrations en lithium inférieures à 1 ppm, les géothermomètres Na/Li (Fouillac et Michard, 1981) et Mg/Li (Kharaka et al., 1985a) sont, selon D’Amore et al. (1987) et Güleç (1994), pas convenablement calibrés car testés sur très peu de sites. 6.1.3. Le géothermomètre Li Fouillac et Michard (1981) ont défini deux géothermomètres empiriques faisant intervenir la concentration en lithium pour des eaux naturelles provenant de nombreux sites géothermaux. Ces géothermomètres dépendent de la salinité des eaux, faible à modérée d’une part (Cl < 0,3 M) et forte pour les eaux marines et les saumures (Cl > 0,3 M). Comme la concentration en Li est sensible au mélange avec les eaux froides et à des pertes de vapeur, ce géothermomètre est plus difficile à utiliser et nécessite de savoir si des processus de mélange ont eu lieu. 6.2. LE GÉOTHERMOMÈTRE CO2 Le géothermomètre CO2 est utile pour l’estimation des températures profondes des zones de fumeroles (Arnórsson et al., 1983). Son application implique l’analyse des concentrations en CO2 dans les vapeurs de fumeroles. La fonction de température s’applique entre 180 et 300 °C (ann. 1, tabl. 7). La réaction gouvernant les pressions de CO2 dans un système pleinement à l’équilibre correspond à (Giggenbach, 1988, 1991) : Ca-Al2-silicate + K-feldspath + CO2 = K-mica + calcite La dépendance de la température de cette réaction invariante est fiable avec une relativement bonne précision (PCO2 en bar, T en °C) par l’équation donnée dans le tableau 7 de l’annexe 1. 6.3. LE GÉOTHERMOMÈTRE SiO2/CO2 Arnórsson et al. (1983) ont trouvé que les concentrations en CO2 dans les eaux des réservoirs géothermaux n’étaient dépendantes que de la température de ces eaux. Ils conclurent que c’était le résultat d’une équilibration totale entre solutés et minéraux dans ces réservoirs. Aux températures supérieures à 200 °C, la plupart du carbonate total dissous est sous forme de CO2 ; assimiler le carbonate analysé au CO2 est, donc, une approximation satisfaisante. Il est bien connu que les concentrations en silice des eaux portées à haute température sont contrôlées par la solubilité du quartz. Supposer, BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 25 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales alors, une relation entre silice et carbonate total pour les eaux géothermales de haute température semble être une bonne approximation. L’utilisation de cette relation permet d’estimer la température en profondeur d’eaux thermales ayant subi un processus de mélange et n’ayant pas dégazé (Arnórsson, 1985). 6.4. LE GÉOTHERMOMÈTRE Ca/K² Le rapport Ca/K2 a été considéré comme un géothermomètre potentiel par Fournier et Truesdell (1973), qui l’ont associé au thermomètre Na/K dans le géothermomètre NaK-Ca (ann. 1, tabl. 7). À partir de leur équation, une relation empirique peut être dérivée (Michard, 1990 ; ann. 1, tabl. 7). 6.5. LE GÉOTHERMOMÈTRE Mg/K² Giggenbach et al. (1983) ont proposé un géothermomètre Mg/K², qui peut être utilisé quand le sodium et le calcium dissous ne sont pas à l’équilibre avec les minéraux (par exemple, l’eau de mer dans un aquifère de basse température). Cependant, il ne peut être utilisé que quand les teneurs en potassium et en magnésium sont fortes. À cause du rapport de concentrations Mg/K², d’importantes erreurs dans les calculs arrivent s’il y a mélange avec des eaux moins profondes (D’Amore et al., 1987). De plus, la relation thermométrique suggérée par Giggenbach et al. (1983) est reliée à un équilibre entre la chlorite, l’adulaire et la muscovite (ann. 1, tabl. 7). Quelques problèmes d’utilisation de ce géothermomètre ont été soulevés par Mutlu et Güleç (1998). Le géothermomètre Mg/K² donne des températures basses qui sont similaires et dans certains cas plus faibles que celles des eaux de décharge. Ceci est probablement dû à l’augmentation de la solubilité du magnésium avec la diminution de la température et de son lessivage des roches pendant la remontée des eaux vers la surface ; les teneurs en magnésium plus fortes que celles du réservoir conduisent donc à une sous-estimation des températures car l’équation géothermométrique est basée sur l’utilisation des rapports Mg/K². En d’autres termes, tant que Mg reflète l’équilibre à des niveaux peu profonds, le géothermomètre Mg/K² n’est pas un bon indicateur des températures profondes. Une combinaison des géothermomètres Na/K et Mg/K² proposée par Giggenbach et al. (1983) sous la forme de diagrammes ternaires Na/1000-K/100-√Mg est plus adaptée et est plus fiable pour une estimation des températures de réservoir. Michard (1990), lors de son étude statistique sur des eaux thermales en contact avec des granites européens, a également formulé un géothermomètre Mg/K² (ann. 1, tabl. 7). 26 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales 6.6. LE GÉOTHERMOMÈTRE Mg/Na Une technique géothermométrique différenciant les eaux peu évoluées des eaux bien équilibrées provenant des réservoirs géothermaux profonds et donnant alors une indication de la bonne application des géothermomètres pour une eau donnée a été proposée par Giggenbach (1988). Cette technique combine les géothermomètres Na/K (Fournier, 1979) et Mg/K² (Giggenbach et al., 1983) par le moyen d'un graphe triangulaire Na-K-Mg1/2 (ann. 1, tabl. 7). Le géothermomètre Na/K, qui se réajuste relativement lentement dans les environnements froids rencontrés par l’eau lors de sa remontée, est peu affecté par le mélange avec les eaux de moindre profondeur et indique généralement les températures d’équilibration en profondeur. Le géothermomètre K²/Mg est, au contraire, très sensible au refroidissement et au mélange avec des eaux de moindre profondeur. 6.7. LE GÉOTHERMOMÈTRE Mo/K² Il existe un équilibre entre une phase minérale sensible à la température et les concentrations en molybdène des eaux thermales de milieu granitique (ann. 1, tabl. 7). La faiblesse du coefficient de corrélation (0,61) peut signifier que le molybdène n’a pas un comportement simple (Alaux-Négrel, 1991). 6.8. LE GÉOTHERMOMÈTRE U/K En considérant l’uranium sous la forme U(OH)5-, son comportement dans une trentaine de sources pyrénéennes (température de réservoir entre 80 et 110 °C) en fonction de la température a été modélisé (ann. 1, tabl. 7). Il semblerait que dans ce système l’uranium soit régulé par l’uraninite (Alaux-Négrel, 1991). 6.9. AUTRES GÉOTHERMOMÈTRES Beaucoup d’ions autres que les ions alcalins (Li, Rb, Cs) présentent, par rapport au potassium, des variations assez similaires avec la température (Michard, 1990). Ceci veut dire que de nombreux éléments y compris le sodium, mais avec exceptions pour Li, K, Rb et Cs, montrent une dépendance similaire avec la température. Toutes les relations : log(Me) / (K)z = A / T + B (z : charge de Me) peuvent être considérées comme des géothermomètres « auxiliaires », mais peuvent aussi être utilisées pour calculer la concentration totale de l’élément Me dans une eau, si les constantes A et B et la température T sont connues. Michard (1990) a par conséquent identifié de nombreux géothermomètres à partir d’une analyse statistique d’eaux granitiques profondes provenant d’Europe et sous la forme générique donnée ci-dessus (§ 6.9.1. à 6.9.4). Il a également identifié des BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 27 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales géothermomètres faisant intervenir des ions et le potassium (§ 6.9.5. et 6.9.6.). Toutes les équations de ces géothermomètres sont données dans le tableau 7 de l’annexe 1. 6.9.1. Le géothermomètre Fe/K² Le log Fe/(K)² montre une corrélation plutôt bonne avec l’inverse de la température absolue pour toutes les sources d’eaux granitiques où les données de fer sont disponibles. Alaux-Négrel (1991) a établi une équation similaire -à plus faible coefficient de corrélation- en utilisant toutes les sources hormis les sources mélangées et les sources de surface (ann. 1, tabl. 7). Les eaux alcalines étant relativement riches en sulfure, la relation entre le log (Fe/K²) et la température profonde est supposée due à l’existence d’un contrôle exercé par la solubilité d’un sulfure de fer, FeS2 ou FeS. 6.9.2. Le géothermomètre Sr/K² Le strontium est moins affecté par le refroidissement de l’eau que le magnésium et le calcium. Le rapport Sr/K² montre une très forte corrélation avec la température dans le cas des eaux de massifs granitiques. 6.9.3. Le géothermomètre Mn/K² Le manganèse est un élément très sensible aux réactions de sub-surface et au mélange avec des eaux superficielles. Le rapport Mn/K² des eaux granitiques étudiées est relié très approximativement à la température de l’aquifère. 6.9.4. Le géothermomètre F*K La relation de ce géothermomètre peut être expliquée par : (a) le contrôle du fluor par la solubilité de la fluorite (CaF2) ; et (b) la relation entre Ca/(K)² et la température de l’aquifère. 6.9.5. Le géothermomètre W*K² La relation de ce géothermomètre peut être expliquée par : la solubilité de la scheelite (CaWO4) ; et par la relation entre Ca/(K)² et la température de l’aquifère. Alaux-Négrel (1991) a établi une équation similaire -à plus faible coefficient de corrélation- en utilisant toutes les sources hormis les sources mélangées et les sources de surface (ann. 1, tabl. 7). 6.9.6. Les géothermomètres Li/Na, Rb/Na, Cs/Na Les ions Li+, Rb+ et Cs+ sont fortement liés à la teneur en sodium avec une pente de + 1 sur une échelle log - log dans le cas des eaux de massifs granitiques. Ceci est compatible avec des éléments contrôlés, présents en tant qu’ions monovalents en 28 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales solution. Les rapports (ions alcalins en trace)/Na sont relativement bien reliés à la température. 6.9.7. Remarques Le comportement de l’étain, de l’argent, du cobalt, de l’arsenic et du zinc n’est pas lié exclusivement à la température profonde et aux éléments mobiles, et par conséquent, aucune relation géothermométrique n’a pu être établie pour le cas d’eaux provenant de massifs granitiques et assimilés. Les concentrations en sulfures intervenant dans les équilibres minéralogiques les contrôlent probablement. Aussi, il est difficile de connaître avec certitude les phases minéralogiques qui limitent leurs concentrations dans les eaux thermales en milieu granitique (Alaux-Négrel, 1991). BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 29 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales 7. Source d’erreurs en géothermométrie En plus des nombreuses recommandations déjà faites au cours de cette synthèse sur les précautions à prendre pour utiliser les géothermomètres chimiques, il est nécessaire de consacrer un bref chapitre sur les erreurs communément commises lors de leur utilisation. Le problème majeur concernant la fiabilité de tout géothermomètre provient de la méconnaissance des effets de la matrice minérale et du pH en profondeur, de l’absence d’équilibre des systèmes de basse enthalpie et des effets de processus de mélange locaux. La présence de roches effusives à grande teneur en verre peut aussi conduire à des températures calculées surestimées (D’Amore et al., 1987). Quand plusieurs géothermomètres sont appliqués sur un site donné, les températures prédites montrent généralement une dispersion relativement importante. Ceci est dû aux erreurs associées à l’utilisation des géothermomètres chimiques, comme les erreurs de coefficients de régression des équations géothermométriques, l’exactitude et la précision des déterminations analytiques des espèces chimiques pour un échantillon donné, les erreurs de prélèvement, celles de calibration des géothermomètres pour les systèmes hydrothermaux de haute température et les erreurs liées aux processus géologiques et thermodynamiques des équilibres chimiques impliqués dans les réactions (Santoyo et Verma, 1993). Ces différentes erreurs affectent l’interprétation des températures finales prédites et sont propagées selon certaines lois de propagation d’erreurs (Bevington, 1969). D’autres sources d’erreurs existent (Bittencourt et al., 1980) : - l’utilisation directe des géothermomètres classiques sans avoir vérifié initialement quelle est la source des éléments, quels éléments sont contrôlés, quels minéraux contrôlent les compositions chimiques des eaux ; - l’utilisation directe des concentrations et non des activités des ions, quand les fonctions d’équilibres sont testées ; - éviter de prendre en compte l’effet du pH ou de la fugacité de CO2 sur les thermomètres SiO2 et Na/K, par exemple. Verma et Santoyo (1997) ont recalculé quelques relations thermométriques classiques en prenant en compte les coefficients de régression (ann. 1, tabl. 8). Les équations finales obtenues sont très différentes des initiales. Remarque : à l’aide du « Guide pour l’expression de l’incertitude de mesure (GUM) » (1999), nous avons calculé quelques incertitudes de températures estimées à l’aide des différents géothermomètres. Celles-ci s’élèvent parfois jusqu’à 20 %. L’étude comparative entre les températures estimées à partir des géothermomètres chimiques et celles réellement mesurées, menée sur plusieurs fluides de forages BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 31 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales géothermiques mondiaux et dont les résultats sont reportés en annexe 4, indique que les résultats ne sont pas toujours concordants. Néanmoins, malgré ces insuffisances, les géothermomètres chimiques, notamment le Na-K, Na-K-Ca et Na-Li, demeurent un outil précieux pour la prospection géothermique. 32 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales 8. Les processus de mélange Nous avons mentionné, précédemment, que le mélange des eaux géothermales avec d’autres eaux plus superficielles et de températures et compositions chimiques différentes était une cause d’erreur importante pour l’application des géothermomètres. Au fil des lectures, nous avons identifié un certain nombre d’articles prenant en compte les processus de mélange d’eaux pour obtenir les températures recherchées (Fournier et Truesdell, 1974 ; Fournier, 1977 ; Truesdell et Fournier, 1977 ; Han, 1979 ; Kotarba, 1985 ; Arnórsson, 1985). Nous avons choisi les arguments de Arnórsson (1985) pour mettre en évidence la présence d’un mélange d’eaux et le modèle de calcul de mélange proposé par Fournier et Truesdell (1974). 8.1. MISE EN ÉVIDENCE DES PROCESSUS DE MÉLANGE (ARNÓRSSON, 1985) La solution résultant d’un mélange entre une eau géothermale généralement chaude et une eau froide (profonde ou de surface) présente de nombreuses caractéristiques chimiques, qui permettent de le distinguer d’une eau géothermale non mélangée. En effet, la chimie des eaux géothermales est caractérisée par des conditions d’équilibre entre les solutés et les minéraux d’altération, alors que la composition des eaux froides est plutôt déterminée par les cinétiques de processus de lessivage. Les eaux mélangées tendent à acquérir des caractéristiques, qui peuvent être qualifiées d’intermédiaires entre celles mentionnées précédemment. On doit, cependant, reconnaître que le temps de résidence dans le socle après mélange, et la température et salinité de l’eau mélangée, ont une influence sur la composition chimique finale des eaux de décharge. Un fort refroidissement des eaux géothermales par conduction, dans les zones de remontée, et les réactions avec la roche, qui s’en suivent, peuvent produire des compositions semblables à celles obtenues par un lessivage suivi d’un mélange. Puisque les eaux géothermales sont souvent (mais pas toujours) beaucoup plus concentrées en solides dissous que les eaux froides, les processus de mélange ont souvent été attribués dans la littérature à de la dilution. Les principales caractéristiques chimiques des eaux provenant de mélanges, qui permettent de les distinguer des eaux géothermales équilibrées sont : - des concentrations en silice, relativement fortes, par rapport à la température de décharge ; BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 33 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales - de faibles valeurs de pH par rapport à la salinité de l’eau (souvent entre 6 et 7 pour des concentrations en chlorure inférieures à 100 ppm) ; - une forte teneur en carbonate total, au moins si le mélange n’a pas été porté à ébullition et si la température de l’eau chaude dépasse environ 200 °C. De plus, comme les eaux froides, les eaux mélangées tendent à être sous-saturées vis-à-vis de la calcite et ont un faible rapport d’activité calcium/proton comparé aux eaux géothermales. Les concentrations de chlorure et de bore sont faibles dans les eaux froides mais plus fortes dans les eaux géothermales et, comme ces éléments ne sont pas considérés comme étant incorporables dans les minéraux, le mélange entre ces eaux implique une simple diminution des concentrations de ces éléments sans affecter le rapport Cl/B. Il y a une bonne relation linéaire entre les concentrations de chlorures et les valeurs de δ18O. Cette relation est considérée refléter le mélange d’eau géothermale avec de l’eau froide. La valeur de δ18O de l’eau géothermale a changé par réaction avec la roche, mais la composition isotopique de l’hydrogène et de l’oxygène des eaux tièdes correspond à celle de la ligne des eaux météoriques. La relation entre les concentrations de chlorure par rapport à celles de bore et δ18O apparaît être particulièrement utile pour évaluer les processus de mélange. Si un mélange a eu lieu, une relation linéaire entre ces paramètres devrait être observée. Des relations linéaires ou pseudo-linéaires entre chlorure, silice et sulfate peuvent aussi être utiles pour renforcer la preuve de l’existence d’un mélange. 8.2. MODÈLE DE MÉLANGE L’eau chaude peut avoir, par exemple, été mélangée à de l’eau froide en sub-surface produisant une eau à faible température et faible teneur en silice, si le volume d’eau froide est important. La température et la proportion de l’eau chaude de tels mélanges peuvent être estimées en utilisant le modèle de mélange de Fournier et Truesdell (1974) et Truesdell et Fournier (1977). Le modèle de Fournier et Truesdell (1974) (l’eau froide se mélange à l’eau chaude en supposant qu’il n’y pas de perte de vapeur quand l’eau remonte à la surface) utilise deux équations pour déterminer les deux quantités inconnues : (1) la température de l’eau chaude et (2) les proportions d’eaux chaude et froide. La première équation relie les enthalpies des eaux chaude et froide à celle de la source. L’équation est la suivante : Hc(X) + Hh(1-X) = Hsp Hc = enthalpie de l’eau froide ; Hh = enthalpie de l’eau chaude ; 34 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Hsp = enthalpie de l’eau de source ; X = fraction de l’eau froide ; 1 - X = fraction de l’eau chaude. La seconde équation relie les teneurs en silice des eaux chaude (Sih) et froide (Sic) à celle de l’eau de la source (Sisp), comme suit : Sic(X) + Sih(1-X) = Sisp La méthode conçue par Fournier et Truesdell (1974) est essentiellement une solution graphique dont l’approche est décrite ci-dessous. Les valeurs d’enthalpie d’eau chaude associées à différentes températures sont supposées et utilisées pour obtenir les valeurs de fraction d’eau froide Xt : Xt = Hh − Tsp Hh − T d' eau souterrain e non thermale Les teneurs en silice de l’eau chaude sont supposées à différentes températures et utilisées pour le calcul de la valeur de fraction d’eau froide XSi à chaque température choisie : X Si = Sih − Si sp Sih − Si d' eau souterraine non thermale Si la température et la teneur en silice de l’eau souterraine non thermale ne sont pas connues, Fournier et Truesdell (1974) suggèrent d’utiliser la température moyenne annuelle et une concentration de 25 mg/l de silice dans une première approximation. Les valeurs calculées de Xt, XSi sont représentées comme des courbes sur un graphe représentant la température en fonction de la fraction d’eau froide (X). Le point où les courbes se croisent donne une estimation de la fraction d’eau froide et de la température de l’eau chaude. Ce modèle a été utilisé avec succès par Han (1979). BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 35 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales 9. Conclusions M algré leurs imperfections, les géothermomètres chimiques demeurent des outils précieux pour la prospection géothermique. Néanmoins, ces outils doivent être appliqués avec précaution et par des spécialistes en géochimie des fluides, qui tiennent compte de : - l’ensemble des résultats obtenus à partir des analyses chimiques et isotopiques des eaux thermales étudiées et des principales conclusions associées ; - l’évolution de ces eaux, qui peuvent subir différents processus de perturbation (processus de dilution par des eaux superficielles plus froides, processus de dissolution ou précipitation de minéraux, processus de dégazage, etc.), au cours de leur remontée depuis le réservoir géothermique vers la surface. Les géothermomètres les plus fiables sont ceux faisant appel à des rapports de cations, moins sujets aux phénomènes de dilution ou d’ébullition des eaux. Cependant, un éventail de paramètres doit être pris en compte lors de l’utilisation des géothermomètres : le contrôle des éléments chimiques par des minéraux identifiés, le pH des eaux, l’effet des pressions notamment du CO2, l’éventualité d’un mélange d’eaux… Si les analyses chimiques le permettent, l’utilisation des géothermomètres faisant intervenir le lithium, le césium et le rubidium peut s’avérer être d’un grand secours pour l’estimation de la température d’un réservoir géothermique, car ces éléments, quand ils existent à fortes concentrations, sont des marqueurs d’une altération à haute température. De plus, ce sont des éléments très rarement incorporés dans des phases minérales secondaires. BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 37 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales 10. 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BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 47 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Équation + log K = log Na + 4/3 log K+ T= T= Ca Na 22 200 Na+ Ca2 + 64,2 − log + 6,3 log K+ Na+ 2+ + Conditions I = -1,36 – 0,253 log PCO2 K = constante d’équilibre Utilisation de la méthode des moindres carrés des données de Fournier et Truesdell (1973) Utilisation de la méthode des moindres carrés des données de Fournier et Truesdell (1973) –I − 273,15 1 416 Na+ Ca2 + + 0,055 log 1,69 + log K+ Na+ − 273,15 Intervalle de T Auteurs T < 75 °C PCO2 > 10-4 atm Páces (1975) T ≤ 100 °C Benjamin et al. (1983) T > 100 °C Benjamin et al. (1983) Tableau 2 - Autres équations du géothermomètre Na-K-Ca (les concentrations sont exprimées en mol/kgH2O). Géothermomètre Équation Conditions Intervalle de T Auteurs Quartz T °C = 1 311 − 273,15 5,196 − logSiO 2 SiO2 (ppm) Fournier et Rowe (1966) Quartz T °C = 1 322 − 273,15 0,435 − logSiO 2 SiO2 (mol/l) (*) Michard (1979) Quartz T °C = 1 164 − 273,15 4,90 − logSiO 2 SiO2 (ppm) 180 - 300 °C (+) Arnórsson et al. (1983) Quartz T °C = 1 498 − 273,15 5,70 − logSiO 2 SiO2 (ppm) Après perte de vapeur adiabatique jusqu’à 100 °C 180 - 300 °C (+) Arnórsson et al. (1983) P : pression de fluide (bar), mSi(OH)4.2H2O: molalité de surface 180 - 340 °C H2O saturation < P < 500 bars Ragnarsdóttir et Walther (1983) Quartz T °C = 874 - log m Si(OH) 0,156 P (logm Si(OH) 4 .2H2O ) 2 4 .2H2O + 411 * + 51 * (log m Si(OH) 4 .2H2O )² Quartz T °C = -55,3 + 0,3659*S – 5,3954.104 *S2 + 5,5132.10-7*S3 + 74,360*logS Quartz T °C = Quartz (ppm) T °C = k1 + k2SiO2 + k3SiO2 + k4SiO2 + k5logSiO2 Quartz à H T °C Calcédoine àBT 1 175,7( ±31,7) − 273,15 log SiO − 4,88 ( ±0,08) 2 2 T °C = 1 000 − 273,15 4,55 − logSiO 2 3 S = silice aqueuse monovalente, concentrations de SiO2 en ppm Arnórsson (2000) SiO2 (ppm) 0 - 374 °C Verma (2000) k1 = -42,1981 k2 = 0,288313 -4 k3 = -3,6686.10 k4 = 3,1665.10-7 k5 = 77,034 0 - 250 °C Fournier et Potter (1982) SiO2 (ppm) 20 - 160 °C Giggenbach et al. (1983) Tableau 3 - Équations des géothermomètres à quartz. (*) eaux très concentrées (Cl ≥ 10-3 M) avec une faible teneur en silice ; (+) silice non dissociée. 48 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Géothermomètre Équation Conditions Intervalle de T Auteurs Calcédoine T °C = 1 015 − 273,15 0,125 − logSiO 2 SiO2 (mol/l) Calcédoine T °C = 1 112 − 273,15 4,91 − logSiO2 SiO2 (ppm) 25 - 180 °C (+) Arnórsson et al. (1983) Calcédoine T °C = 1 264 − 273,15 5,31 − logSiO 2 SiO2 (ppm) Après perte de vapeur adiabatique jusqu’à 100 °C 100 - 180 °C (+) Arnórsson et al. (1983) Calcédoine T °C = 1 021 − 273,15 4,69 - logSiO 2 SiO2 (ppm) 25 - 180 °C (+) Arnórsson et al. (1983) Calcédoine T °C = 1 101 − 273,15 0,11 - logSiO 2 SiO2 (mol/kgH2O) 25 - 180 °C Arnórsson et al. (1983) Calcédoine Silice amorphe Silice amorphe H4SiO4 EST-o SiO2 (mol) EST-r SiO2 (mol) EST-m SiO2 (mol) 1 210 − 273,15 0,5 - logSiO 2 - 731 T °C = − 273,15 0,26 + logSiO 2 724,68( ±81,0) T °C = − 273,15 log SiO − 4,50 ( ±0,13) 2 T °C = T °C = 1 361 − 273,15 0,561 − loga H4SiO 4 Géothermomètres expérimentaux 847 T °C = − 273,15 4,31 - logSiO 2 666 T °C = − 273,15 3,80 - logSiO 2 T °C = 1 074 4,59 − logSiO − 273,15 2 (*) Michard (1979) SiO2 (mol/kgH2O) Michard (1990) SiO2 (mol/l) Michard (1979) SiO2 (ppm) 0 - 374 °C Verma (2000) aH4SiO4 = activité eaux granitiques Schoeller et Schoeller (1977) Roche silicatée oxydée - eau distillée 150 - 350 °C Giampaolo et al. (1992) Roche silicatée réduite - eau distillée 150 - 350 °C Giampaolo et al. (1992) Roche silicatée oxydée et réduite - eau de mer 100 - 250 °C Giampaolo et al. (1992) Tableau 4 - Équations des géothermomètres à SiO2. (*) eaux très concentrées (Cl ≥ 10-3 M) avec une faible teneur en silice ; (+) silice non dissociée. BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 49 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Équation Conditions 908 T °C = − 273,15 0,70 + logNa/K 1 217 T °C = − 273,15 1,483 + logNa/K 883 T °C = − 273,15 0,549 + logNa/K 933 T °C = − 273,15 0,993 + logNa/K 1 319 T °C = − 273,15 1,699 + logNa/K 908 T °C = − 273,15 0,692 + logNa/K 1 178 T °C = − 273,15 1,2393 + logNa/K 1 390 T °C = − 273,15 1,75 + logNa/K 1190 T °C = − 273,15 1,35 + logNa/K 1 170 T °C = − 273,15 1,42 + logNa/K 1 180 T °C = − 273,15 1,31 + logNa/K + mol/l log Na/K = -1,782 – 2775,5/T + 558780/T2 – 0,00969T + 4,104logT T °C = 733,6 – 770,551*Y + 378,189*Y2 – 95,753*Y3 + 9,544*Y4 Intervalle de T ppm Auteurs Ellis (1970) et White (1965), formulé par Michard (1979) Fournier (1979) + 25 - 250 °C Tonani (1980) low albite ↔ K-feldspath ppm 25 °C - 250 °C Arnórsson et al. (1983) + ppm 250 °C - 350 °C Arnórsson et al. (1983) low albite ↔ K-feldspath (mol/kgw) 25 - 250 °C Arnórsson et al. (1983) + +, ppm Activités des minéraux proches de 1 Étude statistique de 60 eaux granitiques (mol/kgw) Étude statistique de 60 eaux granitiques (mol/kgw) Nieva et Nieva (1987) T > 120 °C Michard (1990) Michard (1990) ρ = 0,87 ppm Na, K (mol/kgw) T en K Y = rapport d’activité en + + molalité de Na /K Giggenbach et al. (1983) Kharaka et Mariner (1989) 25 - 350 °C Arnórsson et al. (1983) Arnórsson (2000) Tableau 5 - Équations du géothermomètre Na/K ; + : basé sur l’équilibre albite ⇔ K-feldspath. 50 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Géothermomètre Na/Li Li/Na (statistique) Li 1 000 − 273,15 0,38 + logNa/Li 1195 T °C = − 273,15 − 0,13 + logNa/Li Cl < 0,3 M Na, Li (mol/kgw) Michard (1979) Cl- ≥ 0,3 M Na, Li (mol/kgw) Michard (1979) Na, Li (mol/l) Kharaka et al. (1982) 1 590 − 273,15 1,30 + logNa/Li 1 040 T °C = − 273,15 0,43 − logLi/Na Na, Li (mol/kgw) eaux granitiques 2 258 − 273,15 1,44 − logLi 1 436 T °C = − 273,15 0,61 − logLi Cl < 0,2 M Li (mol/kgw), ρ = 0,936 Cl > 0,3 M Li (mol/kgw), ρ = 0,91 T °C = Na/Li Li Conditions T °C = Na/Li Intervalle de T, ρ Équation T °C = Mg/Li T °C = Mg/Li T °C = Mg/Li T °C = 2 200 3,82 + log Mg/Li 1 910 4,63 + log Mg/Li 1 900 3,02 + log Mg/Li ρ = - 0,91 Auteurs Michard (1990) Fouillac et Michard (1981) Fouillac et Michard (1981) − 273,15 Mg, Li (mol/l) 30 - 350 °C Kharaka et Mariner (1989) − 273,15 Mg, Li (mg/l) eaux de champ pétrolier 30 - 350 °C < 200 °C (géothermie) Kharaka et Mariner (1989) − 273,15 Mg, Li (mol/l) 40 - 350 °C Kharaka et al. (1985) Tableau 6 - Équations des différents géothermomètres Li. ρ : coefficient de régression. BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 51 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Géothermomètre Mg/K² Mg/K² Ca/K 2 Ca/K 2 Mg/Na Fe/K² Fe/K² Rb/Na Rb/Na Rb/Na Cs/Na Sr/K² Mn/K² F*K Équation T °C = Conditions 4 410 − 273,15 13,95 + logMg/K 2 3 000 − 273,15 5,84 + logMg/K 2 2 920 T °C = − 273,15 3,02 + logCa/K 2 3 030 T °C = − 273,15 3,94 + logCa/K 2 1 630 T °C = − 273,15 10,5 + logMg/Na2 2 440 T °C = − 273,15 5,32 + logFe/K 2 1 950 T °C = − 273,15 3,95 + logFe/K 2 T °C = 1 920 − 273,15 1,0 − logRb/Na − 1 400 T °C = − 273,15 0,66 + logRb/Na − 1 400 T °C = − 273,15 0,27 + logRb/Na 2 610 T °C = − 273,15 2,48 − logCs/Na 2 450 T °C = − 273,15 4,44 + logSr/K 2 2 880 T °C = − 273,15 7,64 + logMn/Na − 2 170 T °C = − 273,15 1,79 + logF * K T °C = Equilibre entre chlorite, adulaire et muscovite. Mg, K (ppm) K, Mg (mol/kgw) Intervalle de T, ρ Auteurs 50 - 300 °C Giggenbach et al. (1983) ρ = 0,88 Michard (1990) + Laumontite + 2 Quartz + 2K 2+ = 2 Adulaire + 4H2O + Ca Ca, K (mol/kgH2O) 58 sources / 60 Ca, K (mol/kgH2O) Fournier et Truesdell (1973) ρ = 0,94 Fusion géothermomètres Na/K et Mg/K² Michard (1990) Giggenbach (1988) 35 sources Fe, K (mol/kgw) ρ = 0,85 Michard (1990) Eaux thermales granitiques Fe, K (mol/kgw) ρ = 0,59 Alaux-Négrel (1991) Rb, Na (mol/kgw) ρ = - 0,86 Michard (1990) 15 sources bulgares Rb, Na (mol/kgw) ρ = - 0,83 Michard (1990) autres sources Rb, Na (mol/kgw) ρ = - 0,87 Michard (1990) 50 sources Cs, Na (mol/kgw) ρ = - 0,86 Michard (1990) Sr, K (mol/kgw) ρ = - 0,93 Michard (1990) Mn, K (mol/kgw) ρ = 0,81 Michard (1990) F, K (mol/kgw) ρ = 0,69 Michard (1990) W*K² T °C = − 3 330 − 273,15 5,94 + logW * K 2 W, K (mol/kgw) ρ = 0,77 Michard (1990) W*K² T °C = − 2 870 − 273,15 7,2 + logW * K 2 eaux thermales granitiques. W, K (mol/kgw) ρ = 0,57 Alaux-Négrel (1991) Mo*K² T °C = − 2 800 − 273,15 7,94 + logMo * K 2 eaux thermales granitiques. Mo, K (mol/kgw) ρ = 0,61 Alaux-Négrel (1991) U*K T °C = − 1140 − 273,15 11,12 + logU * K 30 sources pyrénéennes. U, K (mol/kgw) ρ = 0,50 Alaux-Négrel (1991) CO2 logPCO2 = 0,0168T – 3,78 CO2 logCO2 = 37,43 + 73192 / T – 11829.10 / 2 T + 0,18923T – 86,187 logT 3 Ca-Al2-silicate + K-feldspath + CO2 = K-mica + calcite Analyses de CO2 dans les fumaroles. T (K), CO2 (mol/kg de vapeur) Giggenbach (1988) 180 - 300 °C Arnórsson et al. (1983) Tableau 7 - Équations de différents géothermomètres. ρ : coefficient de régression. 52 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Géothermomètre Na/K (ppm) Na/Li (mol/kgw), Cl < 0.3M Na/Li (mol/kgw), Cl > 0.3M 1 217 log(Na/K) + 1,483 1 000 (**) T(K) = log(Na/Li) + 0,38 1195 (**) T(K) = log(Na/Li) + 0,19 (*) T(K) = 2 SiO2 (ppm) Équations avec coefficients de régression 1 217 ( ± 93,9) T(K) = log(Na/K) + 1,483 ( ± 0,2076) Équations initiales T(K) = 1 000 ( ± 47) log(Na/Li) + 0,38 ( ± 0,11) 1195 ( ± 75) log(Na/Li) + 0,19 ( ± 0,25) 2 T = C1 + C2S + C3S + C4logS (20 °C < T< 210 °C) T(K) = 3 (***) T = C1 + C2S + C3S + C4S + C5logS (20 °C < T < 330 °C) C1 = -42,1981 ± 1,3454 -2 C2 = 0,288313 ± 1,337.10 -4 -5 C3 = -3,6686.10 ± 3,152.10 -7 -8 C4 = 3,1665.10 ± 2,421.10 C5 = 77,034 ± 1,21637 C1 = -44,119 ± 0,438 C2 = 0,24469 ± 0,00573 -4 -5 C3 = -1,7414.10 ± 1,365.10 C4 = 79,305 ± 0,427 Équations finales T(K) = 1 289 ( ± 76) log(Na/K) + 1,615 ( ± 0,179) T( K) = 1 049 ( ± 44) log(Na/Li) + 0,44 ( ± 0,10) T(K) = 1 267 ( ± 35) log(Na/Li) + 0,07 ( ± 0,10) T °C = C1 + C2S 210 °C < T < 330 °C C1 = 140,82 ± 0,00 C2 = 0,23517 ± 0,00179 Tableau 8 - Nouvelles équations thermométriques obtenues par régression (Verma et Santoyo, 1997). (*) Fournier (1979) ; (**) Fouillac et Michard (1981), (***) Fournier et Potter (1982). BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 53 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Annexe 2 Calcul du géothermomètre Na-K-Ca BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 55 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales La procédure de calcul du géothermomètre Na-K-Ca proposée par Fournier et Truesdell (1973) et Fournier et Truesdell (1974) peut être résumée ainsi : (1) Exprimer la concentration des cations majeurs Na, K, Ca en molalité ; (2) Calculer le rapport log( Ca /Na). Si ce nombre est négatif, calculer log K* pour β = 1/3 avec log K* exprimé comme suit : log K* = log(Na/K) + β log( Ca /Na) (1) Si log( Ca /Na) est positif, calculer log K* avec β = 4/3. (3) La température peut alors être calculée en utilisant l’équation dérivée de Fournier et Truesdell (1974) : T(°C) = 1647 Na Ca + log 2,24 + β log K Na − 273,15 (2) (4) Si la température estimée est supérieure à 100 °C, recalculer alors la température avec β = 1/3 ; si la température est inférieure à 100 °C, utiliser alors β = 4/3 pour l’estimer. BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 57 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Annexe 3 Correction Mg du géothermomètre Na-K-Ca BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 59 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales 1. PROCÉDÉ Fournier et Potter (1979) ont proposé une correction empirique faisant intervenir la concentration en Mg pour les températures calculées avec le géothermomètre Na-KCa des eaux géothermales supérieures à 70 °C. Cette correction dépend de l’estimation de température faite avec le géothermomètre Na-K-Ca et du rapport entre Mg (exprimé en éq/l) et la somme de Mg, Na, et Ca (exprimée en éq/l), appelé le facteur R. Le facteur R est calculé selon : R = Mg / (Mg + Ca + K) * 100 (1) Pour calculer la température à soustraire de celle calculée par le géothermomètre NaK-Ca, l’équation suivante peut être utilisée (Fournier et Potter, 1979) : δtMg = 10,66 - 4,7415 * R + 325,87 * (log R)2 - 1,032.105 * (log R)2 / T 1,968.107 * (log R)2 / T2 + 1,605.107 * (log R)3 / T2 (2) pour des températures estimées supérieures à 70 °C et 5 < R < 50. Cependant, cette équation est aussi valide pour R > 50. Pour 0,5 < R < 5, l’équation suivante peut être appliquée : δtMg = -1,03 + 59,97 * (log R) + 145,05 * (log R)2 - 36711 * (log R)2 / T – 1,67.107 * (log R) / T2 où : (3) δtMg = température en °C à soustraire à la température calculée avec le géothermomètre Na-K-Ca ; T= la température calculée avec le géothermomètre Na-K-Ca en °K. D’après Fournier et Potter (1979), cette correction ne peut pas être appliquée pour des températures inférieures à 70 °C et dans le cas où δtMg est négatif. 2. SUGGESTION D’UNE PROCÉDURE DE CORRECTION 1. Calculer la température Na-K-Ca décrite par Fournier et Truesdell (1973). Ne pas appliquer de correction Mg si cette température calculée est inférieure à 70 °C. 2. Calculer R = [Mg / (Mg + Ca + K)] * 100. 3. Si R > 50, vérifier que l’eau provient d’un environnement souterrain relativement froid à une température proche de celle mesurée, sans tenir compte de la forte température Na-K-Ca calculée. 4. Si la température Na-K-Ca calculée est supérieure à 70 °C et R < 50, utiliser Eqn (2) pour calculer δtMg qui est la correction de température (en °C) à soustraire à la température Na-K-Ca calculée. BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 61 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales 3. PROBLÈMES DE LA CORRECTION MG Des problèmes dans la calibration de la méthode sont (Fournier et Potter, 1979) : (i) des réactifs solides ne sont pas spécifiés ou structurellement caractérisés ; (ii) la complexation des espèces dissoutes n’est pas considérée (quand la température est l’inconnue, les coefficients d’activité doivent être calculés en supposant des approximations successives de cette température) ; (iii) les eaux de forage peuvent ne pas s’être équilibrées à la température maximum mesurée ou estimée (l’eau a pu pénétrer un puits, venant d’un aquifère plus chaud ou plus froid) ; (iv) certaines eaux de forage peuvent être le résultat de mélanges entre plusieurs eaux provenant de différentes profondeurs et n’ayant pas été équilibrées après mélange. 62 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Annexe 4 Fluides de forages géothermiques mondiaux : comparaison entre température estimée à partir des géothermomètres chimiques et température mesurée BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 63 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales Nous avons cherché dans la bibliographie réalisée au cours de cette étude, les données de fluides provenant de forages profonds pour avoir les compositions chimiques et les mesures de températures les plus représentatives du réservoir. Ces compositions chimiques ont été triées par zone géographique : Nouvelle Zélande (tabl. 9), Amérique (tabl. 13), Japon, Philippines, Turquie (tabl. 17) et Islande (tabl. 20). Les températures des eaux de ces forages profonds ont été estimées en utilisant les géothermomètres chimiques, dont nous avons fait l’inventaire dans cette synthèse. Nous les avons, par la suite, comparées à celles réellement mesurées. Dans les tableaux synthétiques de ces comparaisons de température, nous avons utilisé deux échelles : (1) la première est un nombre de températures estimées « acceptables » (± 20 °C, barre d’erreur généralement admise) par rapport au nombre total de température calculées ; (2) la seconde représente le pourcentage de valeurs concordantes (pas toujours significatif selon le nombre effectif de calculs faits). Le but de cette comparaison de températures est de voir quel degré de fiabilité peut être accordé aux différents géothermomètres chimiques et si des tendances générales se dégagent. BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 65 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales A4.1. Nouvelle Zélande De toutes les températures des fluides de Nouvelle Zélande calculées à l’aide des différents géothermomètres, celles se rapprochant le plus des températures mesurées sont celles obtenues avec les géothermomètres Na/K, Na-K-Ca et Na-K-Ca-Mg (tabl. 10, fig. 1). Les thermomètres à quartz et calcédoine ne peuvent être appliqués que pour moins de la moitié des eaux (silice peu dosée, tabl. 9). Les géothermomètres à lithium (Na/Li et Mg/Li) donnent moins de valeurs de températures concordantes que les géothermomètres Na/K, Na-K-Ca et Na-K-Ca-Mg ; (tabl. 11). Les autres géothermomètres aboutissent plutôt à des résultats décevants (tabl. 12). Les eaux les plus chaudes (mesurées et calculées, tabl. 9, fig. 1) sont celles des Broadlands pour des roches volcaniques. Les eaux de forages du sédimentaire font partie des moins chaudes (tabl. 9). Référence (1) (3) (4) (5) (2) (2) (2) (5) (1) (4) (5) (1) (3) (3) Géologie sédimentaire sédimentaire sédimentaire sédimentaire volcanique volcanique volcanique volcanique volcanique volc./magmatique volc./magmatique volcanique volcanique volcanique n°, Forage 1, Ngawha 1, Ngawha Ngawha 9, Ngawha 2, Broadlands 3, Broadlands 9, Broadlands 11, Broadlands 24, Wairakei Wairakei 66, Wairakei 2, Rotokaua 8, Kawerau 137, Rotorua T°C 230 225 230 230 260 281 294 260 250 240 240 220 262 160 pH 7.4 7.1 7.7 8.3 7.4 8.3 8.5 8.5 7.8 Na 950 900 880 893 1050 1045 930 675 1250 1170 995 1525 740 565 K 80 78 75 79 210 213 203 130 210 167 142 176 130 31 Ca Mg 29 3.0 3.0 2.2 3.0 2.0 1.0 12 20 17 50 1.1 1.0 1.4 0.10 0.11 0.10 0.80 0.35 0.011 0.04 0.01 0.04 0.39 0.22 SiO2 460 385 Li 12.2 10.7 10.9 805 11.7 12.2 12.7 670 590 13.2 10.7 430 10.2 5.5 1.4 Cl HCO3 1625 1240 1260 1743 310 185 964 376 2210 1970 5 1675 < 5.0 2675 Tableau 9 - Composition chimique de fluides de forages de Nouvelle Zélande (mg/kgw). T°C est la température mesurée, le pH est celui mesuré à 20 °C. volc. = volcanique. (1) : Ellis (1970) – (2) : Mahon et Finlayson (1972) – (3) : Ellis et Mahon (1977) – (4) : Giggenbach (1991) – (5) : Giggenbach (1988). 66 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales n°, Forage 1, Ngawha 1, Ngawha Ngawha 9, Ngawha 2, Broadlands 3, Broadlands 9, Broadlands 11, Broadlands 24, Wairakei Wairakei 66, Wairakei 2, Rotokaua 8, Kawerau 137, Rotorua Ratio de T°C acceptables % T Na/K (a) T Na/K (b) T Na/K (c) T Na/K (d) T Na-K-Ca (e) T Na-K-Ca-Mg (e) T Quartz (f) T Calc (a) T Calc (d) * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * 9/14 9/14 7/14 10/14 8/14 9/14 3/6 0/6 4/6 64 64 50 71 57 64 50 0 67 Tableau 10 - Eaux de Nouvelle Zélande : pourcentages des températures estimées avec différents géothermomètres en adéquation avec les températures mesurées. (a) – Michard (1979) ; (b) – Fournier (1979) ; (c) – Giggenbach et al. (1983) ; (d) – Arnórsson et al. (1983) ; (e) – Fournier et Truesdell (1973) ; (f) – Fournier (1977). * : en accord à ± 20 °C ; - : pas en accord. Calc : calcédoine. n°, Forage 1, Ngawha 1, Ngawha Ngawha 9, Ngawha 2, Broadlands 3, Broadlands 9, Broadlands 11, Broadlands 24, Wairakei Wairakei 66, Wairakei 2, Rotokaua 8, Kawerau 137, Rotorua Ratio de T°C acceptables % 0.5 0.5 0.5 22 44 33 T Na/Li (g) T Na/Li (h) T Na/Li (i) T Mg /Li (j) T Mg /Li (k) T Mg /Li (l) T Mg/K² (c) T Mg/K² (i) * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * 5/11 1/11 3/11 2/9 4/9 3/9 2/12 3/12 45 9 27 17 25 Tableau 11 - Eaux de Nouvelle Zélande : pourcentages des températures estimées avec différents géothermomètres en adéquation avec les températures mesurées. (c) - Giggenbach et al. (1983) ; (g) - Fouillac et Michard (1981) ; (h) – Kharaka et al. (1982) ; (i) – Michard (1990) ; (j) – Kharaka et Mariner (1989) ; (k) – Kharaka et al. (1985) ; (l) – Kharaka et al. (1988). * : en accord à ± 20 °C ; - : pas en accord. BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 67 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales n°, Forage 1, Ngawha 1, Ngawha Ngawha 9, Ngawha 2, Broadlands 3, Broadlands 9, Broadlands 11, Broadlands 24, Wairakei Wairakei 66, Wairakei 2, Rotokaua 8, Kawerau 137, Rotorua Ratio de T°C acceptables % T Ca/K² (e) T Ca/K² (i) T Rb/Na (i) T Rb/Na (i) T Rb/Na (i) T F*K (i) T Fe/K² (i) T Mn/K² (i) * * * * * * 0/13 1/13 0/4 2/4 0/4 0/4 2/3 2/3 0 8 0 50 0 0 67 67 Tableau 12 - Eaux de Nouvelle Zélande : pourcentages des températures estimées avec différents géothermomètres en adéquation avec les températures mesurées. (e) – Fournier et Truesdell (1973) ; (i) – Michard (1990). * : en accord à ± 20 °C ; - : pas en accord. 2.2 2.0 1.8 Na/K, Michard (1979) 1.6 Na/K, Fournier (1979) Na/K, Giggenbach et al. (1983) Rapport (mol/l) 1.4 Na/K, Arnórsson et al. (1983) T mesurée 1.2 T calculée T calculée 1.0 T calculée T calculée 0.8 Na-K-Ca, Fournier et Truesdell (1973) T mesurée 0.6 T calculée 0.4 0.2 0.0 100 150 200 250 300 350 T°C Figure 1 - Application des géothermomètres Na/K et Na-K-Ca aux eaux de Nouvelle Zélande. Comparaison des températures estimées et mesurées. 68 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales A4.2. Amérique Les températures calculées avec les différents géothermomètres se rapprochant le plus des températures mesurées sont celles obtenues avec le géothermomètre Na-KCa (tabl. 14 et fig. 2). Seuls deux géothermomètres Na/K semblent estimer relativement bien les températures des eaux (tabl. 14, fig. 3). Les géothermomètres à silice ne sont pas représentatifs (deux analyses de silice seulement parmi ces eaux ; tabl. 13). Les géothermomètres Na/Li sous-estiment les températures du sédimentaire et surestiment celles du volcanisme. Les géothermomètres Mg/Li, Mg/K² et Ca/K² surestiment, en général, les températures (tabl. 15 et 16). Les eaux les plus chaudes (mesurées et calculées, tabl. 13 et 14, fig. 2 et 3) sont celles de Salton Sea pour des roches sédimentaires. Référence (1) (2) (6) (3) (3) (3) (3) (4) (6) (5) (6) (5) (6) Géologie sédimentaire sédimentaire sédimentaire volcanique volcanique volcanique volcanique volcanique volcanique volc./magmatique volc./magmatique volc./magmatique volc./magmatique n°, Forage Salton Sea, Californie Salton Sea, Californie Salton Sea, Californie 1, El Tatio, Chili 3, El Tatio, Chili 4, El Tatio, Chili 6, El Tatio, Chili 5, Cerro Prieto, Mexique Cerro Prieto, Mexique Zunil, Guatemala 3, Zunil, Guatemala Miravalles, Costa Rica 10, Miravalles, Costa Rica T°C 340 300 330 211 253 229 180 295 280 300 295 245 250 pH 5.2 7.3 8.4 8.1 7.5 7.8 Na K Ca Mg SiO2 50400 17500 28000 54 53000 16500 28800 10 38400 13400 22010 10 4480 420 270 1.1 3512 168 268 2.08 4537 193 228 3.7 1900 111 99 1.3 8000 1900 505 0.5 5600 1260 333 0.27 1030 210 11 0.01 890 933 231 15 0.012 1970 238 73 0.02 590 1750 216 59 0.11 Li 215 210 Cl HCO3 118400 140 10500 1700 1810 3300 2910 40 150 51 40 27 30.2 31.1 28 17.1 22.9 8.1 5.7 Tableau 13 - Composition chimique de fluides de forages d’Amérique (mg/kgw). T°C est la température mesurée, le pH est celui mesuré à 20 °C. volc. = volcanique. (1) : Muffler et White (1969) – (2) : White (1968) – (3) : Cusicanqui et al. (1975) – (4) : Manon et al. (1977) – (5) : Giggenbach (1991) – (6) : Giggenbach (1988). BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 69 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales n° Forage T Na/K (a) T Na/K (b) T Na/K (c) T Na/K (d) T Na-K-Ca (e) T Na-K-Ca-Mg (e) Salton Sea, Californie * * Salton Sea, Californie * Salton Sea, Californie * 1, El Tatio, Chili * * * * 3, El Tatio, Chili 4, El Tatio, Chili 6, El Tatio, Chili * * * * 5, Cerro Prieto, Mexico * * * * * Cerro Prieto, Mexico * * * * Zunil, Guatemala * * * * 3, Zunil, Guatemala * * * Miravalles, Costa Rica * * * 10, Miravalles, Costa Rica * * * Ratio de T°C acceptables 2/13 9/13 7/13 4/13 8/13 4/13 % 15 69 54 31 62 31 Tableau 14 - Eaux d’Amérique : pourcentages des températures estimées avec différents géothermomètres en adéquation avec les températures mesurées. (a) – Michard (1979) ; (b) – Fournier (1979) ; (c) – Giggenbach et al. (1983) ; (d) – Arnórsson et al. (1983) ; (e) – Fournier et Truesdell (1973). * : en accord à ± 20 °C ; - : pas en accord. 0.5 0.5 0.5 n° Forage T Quartz (f) T Calc (a) T Calc (d) T Na/Li (g) T Na/Li (h) T Na/Li (i) T Mg /Li (j) T Mg /Li (k) T Mg /Li (l) Salton Sea, Californie * * Salton Sea, Californie Salton Sea, Californie 1, El Tatio, Chili * * 3, El Tatio, Chili * * * 4, El Tatio, Chili * * * 6, El Tatio, Chili 5, Cerro Prieto, Mexico * Cerro Prieto, Mexico Zunil, Guatemala * * 3, Zunil, Guatemala Miravalles, Costa Rica * 10, Miravalles, Costa Rica Ratio de T°C acceptables 1/2 0/2 2/2 3/9 0/9 3/9 3/9 1/9 1/9 % 50 0 100 33 0 33 33 11 11 Tableau 15 - Eaux d’Amérique : pourcentages des températures estimées avec différents géothermomètres en adéquation avec les températures mesurées. (a) – Michard (1979) ; (d) – Arnórsson et al. (1983) ; (f) – Fournier (1977) ; (g) - Fouillac et Michard (1981) ; (h) – Kharaka et al. (1982) ; (i) – Michard (1990) ; (j) – Kharaka et Mariner (1989) ; (k) – Kharaka et al. (1985) ; (l) – Kharaka et al. (1988). * : en accord à ± 20 °C ; - : pas en accord. Calc : calcédoine. 70 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales n° Forage T Mg/K² (c) T Mg/K² (i) T Ca/K² (e) T Ca/K² (i) T Rb/Na (i) T Rb/Na (i) T Rb/Na (i) T Cs/Na (i) Salton Sea, Californie * Salton Sea, Californie Salton Sea, Californie 1, El Tatio, Chili * 3, El Tatio, Chili * 4, El Tatio, Chili 6, El Tatio, Chili * * * 5, Cerro Prieto, Mexico Cerro Prieto, Mexico Zunil, Guatemala 3, Zunil, Guatemala Miravalles, Costa Rica * 10, Miravalles, Costa Rica * * Ratio de T°C acceptables 4/13 1/13 1/13 3/13 0/2 0/2 0/2 0/2 % 31 8 8 23 0 0 0 0 Tableau 16 - Eaux d’Amérique : pourcentages des températures estimées avec différents géothermomètres en adéquation avec les températures mesurées. (c) – Giggenbach et al. (1983) ; (e) – Fournier et Truesdell (1973) ; (i) – Michard (1990). * : en accord à ± 20 °C ; - : pas en accord. Figure 2 - Application du géothermomètre Na-K-Ca (Fournier et Truesdell, 1973) aux eaux d’Amérique. Comparaison des températures estimées et mesurées. BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 71 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales 1.8 Na/K, Michard (1979) Na/K, Fournier (1979) 1.6 Na/K, Giggenbach et al. (1983) T mesurée T calculée T calculée log Na/K (mol/l) 1.4 T calculée 1.2 1.0 0.8 0.6 150 170 190 210 230 250 270 290 310 330 350 T°C Figure 3 - Application des géothermomètres Na/K aux eaux d’Amérique. Comparaison des températures estimées et mesurées. 72 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales A4.3. Japon, Philippines, Turquie Les températures calculées avec trois géothermomètres Na/K sont relativement en bon accord avec les températures mesurées (tabl. 18, fig. 4). En ce qui concerne les autres géothermomètres, Na-K-Ca, Na/Li et Mg/Li semble donner des valeurs de températures relativement satisfaisantes par rapport aux mesures (tabl. 19 et fig. 5). Notons, tout de même, le faible nombre de données disponibles (cinq mesures de températures uniquement, tabl. 17). Référence (1) (1) (1) (3) (2) n°, Forage Géologie 9, Otake, Japon 7, Otake, Japon 1, Hatchobaru, Japon Tongonan, Philippines volcanique Kizildere, Turquie carbonate T°C 248 230 300 330 200 pH 7 Na K 936 131 846 105 1396 289 3580 1090 1280 135 Ca 12.3 9.9 9.9 128 2.5 Mg 0.19 0.25 0.16 0.20 0.20 Li 5.2 4.5 11.1 Cl HCO3 6780 12 4.5 Tableau 17 - Composition chimique de fluides de forages du Japon, des Philippines et de Turquie (mg/kgw). T°C est la température mesurée, le pH est celui mesuré à 20 °C. (1) : Koga (1970) – (2) : Ellis et Mahon (1977) – (3) : Giggenbach (1988). n° Forage 9, Otake, Japon 7, Otake, Japon 1, Hatchobaru, Japon Tongonan, Philippines Kizildere, Turquie Ratio de T °C acceptables % T Na/K (a) * * * * 4/5 T Na/K (b) * * * * 4/5 T Na/K (c) * * * * 4/5 T Na/K (d) * * * * * 5/5 T Na-K-Ca (e) * * * 3/5 T Na-K-Ca-Mg (e) * * 2/5 T Na/Li (f) - T Na/Li (g) * * - T Na/Li (h) - 0/4 * 3/4 0/4 80 80 80 100 60 40 0 75 0 Tableau 18 - Eaux du Japon, de Philippines et de Turquie : pourcentages des températures estimées avec différents géothermomètres en adéquation avec les températures mesurées. (a) – Michard (1979) ; (b) – Fournier (1979) ; (c) – Giggenbach et al. (1983) ; (d) – Arnórsson et al. (1983) ; (e) – Fournier et Truesdell (1973) ; (f) – Fouillac et Michard (1981) ; (g) – Kharaka et al. (1982) ; (h) – Michard (1990). * : en accord à ± 20 °C ; - : pas en accord. 0.5 0.5 0.5 n° Forage T Mg /Li (i) T Mg /Li (j) T Mg /Li (k) T Mg/K² (c) T Mg/K² (h) T Ca/K² (e) T Ca/K² (h) 9, Otake, Japon * * * * 7, Otake, Japon * * * * 1, Hatchobaru, Japon * Tongonan, Philippines * Kizildere, Turquie * * Ratio de T°C 3/4 3/4 2/4 2/5 2/5 0/5 0/5 acceptables % 75 75 50 40 40 0 0 Tableau 19 - Eaux du Japon, de Philippines et de Turquie : pourcentages des températures estimées avec différents géothermomètres en adéquation avec les températures mesurées. (c) – Giggenbach et al. (1983) ; (e) – Fournier et Truesdell (1973) ; (h) – Michard (1990) ; (i) – Kharaka et Mariner (1989) ; (j) - Kharaka et al. (1985) ; (k) - Kharaka et al. (1988). BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 73 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales 1.4 Na/K, Fournier (1979) 1.3 Na/K, Giggenbach et al. (1983) Na/K, Arnórsson et al. (1983) T mesurée 1.2 T calculée T calculée log Na/K (mol/l) T calculée 1.1 1.0 0.9 0.8 0.7 0.6 150 170 190 210 230 250 270 290 310 330 350 T°C Figure 4 - Application de trois géothermomètres Na/K (Fournier, 1979 ; Giggenbach et al., 1983 ; Arnórsson et al., 1983) aux eaux du Japon, des Philippines et de Turquie. Comparaison des températures estimées et mesurées. 1.6 1.4 Mg0.5/Li, Kharaka et Mariner (1989) Mg0.5/Li, Kharaka et al. (1985) Mg0.5/Li, Kharaka et al. (1988) 1.2 T mesurée T calculée 0.5 log Mg /Li (mol/l) 1.0 T calculée T calculée 0.8 0.6 0.4 0.2 0.0 -0.2 -0.4 150 170 190 210 230 250 270 290 310 330 350 T°C Figure 5 - Application de trois géothermomètres Mg/Li (Kharaka et Mariner, 1989 ; Kharaka et al., 1985 ; Kharaka et al., 1988) aux eaux du Japon, des Philippines et de Turquie. Comparaison des températures estimées et mesurées. 74 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales A4.4. Islande La campagne d’échantillonnage des fluides de forages profonds d’Islande, principalement dans du basalte (tabl. 20), a conduit Arnórsson et al. (1983) à la détermination de deux géothermomètres, un Na/K et un à calcédoine. Les températures obtenues avec ces géothermomètres sont donc relativement représentatives de celles mesurées (tabl. 21 et 22). D’autres géothermomètres estiment également bien la température de ces eaux, le Na/K de Michard (1979) (tabl. 22 et fig. 6), qui se confond pratiquement avec celui défini par Arnórsson et al. (1983) et le thermomètre à calcédoine de Michard (1979) (tabl. 22 et fig. 7). On peut remarquer que pour les faibles températures mesurées, les géothermomètres de Michard (1979) sont plus performants que ceux déterminés par Arnórsson et al. (1983). Les températures des eaux islandaises sont bornées par les deux géothermomètres à calcédoine (fig. 7). Les géothermomètres Mg/K² et Ca/K² donnent eux aussi des résultats satisfaisants (tabl. 22 et fig. 8). Géologie basalte basalte basalte basalte basalte basalte basalte basalte basalte basalte basalte basalte basalte basalte basalte basalte basalte basalte basalte basalte basalte volcanique acide basalte basalte basalte basalte basalte volcanique acide n°, Forage 1, Oxnalaekur Reykjabol 1, Bakki 11, Reykjavik 4, Seltjarnarnes Reykjavik 30, Reykjavik 3, Baer 7, Laugaland 1, Varmahlid 1, Arbaer 5, Reykir 17, Reykir 9, Selfoss 1, Saudarkrokur 7, Siglufjordur 3, Olafsjordur, Osbrekka 10, Dalvik, Hamar 2, Laugar, Reykjadal 10, Saelingsdalur 4, Laugaland 4, Leira 1, Laugarbakkar 1, Reykir, Reykjabraut 1, Spoastadir 4, Tjarnir 3, Urridavatn 6, Lysuholl T°C pH Na K 157 6.86 159 10.1 152 7.34 100.5 6.1 134 8.36 387.5 19.6 129 9.44 57.1 2.6 114 8.62 355.5 10 100 8.6 95 1.5 100 9.63 41.6 1.71 100 8.92 105.7 3.74 93 9.68 51 1.46 92 9.38 à 23°C 72.5 2.32 86 9.51 62.6 1.62 81 9.42 42.1 1.08 76 9.57 34 0.74 70 8.54 159.6 4.58 68 9.76 à 23°C 53.2 0.94 67 9.82 à 21°C 43 0.82 67 10.08 37 0.61 64 10.11 46.4 0.67 64 10.48 à 22°C 47.4 0.55 61 9.78 à 11°C 48.7 0.93 61 9.63 93.7 1.75 128 6.94 à 11°C 244.2 27.6 87 9.06 à 23°C 141.4 4.2 66 9.46 à 23°C 61.9 2.14 76 9.06 à 21°C 77.6 2.29 66 9.7 à 22°C 51.5 1.26 39 9.99 à 23°C 63.4 0.85 60 6.88 à 11°C 485.8 36.5 Ca 8.37 1.26 67.1 2.56 139 0.5 2.03 10.7 2.88 1.62 1.54 2.08 2.34 30.3 2.88 1.56 2.39 1.98 1.96 3.24 4.56 15.4 23.7 2.56 3.68 2.36 4.92 79.9 Mg 0.03 0.047 0.072 0.024 0.10 0.075 0.047 0.064 0.05 0.042 0.06 0.079 0.15 0.024 0.064 0.002 0.028 0.049 0.002 0.026 0.66 0.07 0.056 0.007 0.002 0.008 20.84 SiO2 231.9 249 133.6 147.8 112.1 155 94.3 112.2 96.5 111 83.7 71.2 55.4 62.2 80.5 98.7 86.5 95.5 79.3 63.5 79.7 237.2 102.3 116.4 104 105 59.2 177.9 Cl 152.2 40.9 658.5 36.4 670.8 31.0 18.4 109.9 11.3 25.6 24.0 10.5 14.2 246.7 20.7 9.6 9.6 10.2 4.7 10.6 57.5 263.8 139.5 7.6 48.7 18.8 42.2 69.5 Tableau 20 - Composition chimique de fluides de forages d’Islande (mg/kgw). T°C est la température mesurée, le pH est celui mesuré à 20 °C. en bleu : T pas représentative de T réservoir en rouge : T sous-estimée d’environ 10 °C. Référence : Arnórsson et al. (1983a). BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 75 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales n° Forage 1, Oxnalaekur Reykjabol 1, Bakki 11, Reykjavik 4, Seltjarnarnes Reykjavik 30, Reykjavik 3, Baer 7, Laugaland 1, Varmahlid 1, Arbaer 5, Reykir 17, Reykir 9, Selfoss 1, Saudarkrokur 7, Siglufjordur 3, Olafsjordur, Osbrekka 10, Dalvik, Hamar 2, Laugar, Reykjadal 10, Saelingsdalur 4, Laugaland 4, Leira Ratio de T°C acceptables % T Na/K (a) T Na/K (b) T Na/K (c) T Na/K (d) T Na-K-Ca (e) T Na-K-Ca-Mg (e) * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * 18/22 3/22 1/22 19/22 6/22 3/21 82 14 5 86 27 14 Tableau 21 - Eaux d’Islande : pourcentages des températures estimées avec différents géothermomètres en adéquation avec les températures mesurées. (a) – Michard (1979) ; (b) – Fournier (1979) ; (c) – Giggenbach et al. (1983) ; (d) – Arnórsson et al. (1983) ; (e) – Fournier et Truesdell (1973). * : en accord à ± 20 °C ; - : pas en accord. n° Forage 1, Oxnalaekur Reykjabol 1, Bakki 11, Reykjavik 4, Seltjarnarnes Reykjavik 30, Reykjavik 3, Baer 7, Laugaland 1, Varmahlid 1, Arbaer 5, Reykir 17, Reykir 9, Selfoss 1, Saudarkrokur 7, Siglufjordur 3, Olafsjordur, Osbrekka 10, Dalvik, Hamar 2, Laugar, Reykjadal 10, Saelingsdalur 4, Laugaland 4, Leira Ratio de T°C acceptables % T Quartz (f) T Calc (a) T Calc (d) T Mg/K² (c) T Mg/K² (g) T Ca/K² (e) T Ca/K² (g) T F*K (g) T Fe/K² (g) * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * 1/22 15/22 12/22 15/21 11/21 13/22 18/22 2/19 5/20 5 68 55 71 52 59 82 11 25 Tableau 22 - Eaux d’Islande : pourcentages des températures estimées avec différents géothermomètres en adéquation avec les températures mesurées. (a) – Michard (1979) ; (c) – Giggenbach et al. (1983) ; (d) – Arnórsson et al. (1983) ; (e) – Fournier et Truesdell (1973) ; (f) – Fournier (1977) ; (g) – Michard (1990). * : en accord à ± 20 °C ; - : pas en accord. Calc : calcédoine. 76 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales 2.4 Na/K, Arnórsson et al. (1983) 2.2 T mesurée T calculée Na/K, Michard (1979) T calculée log Na/K (mol/l) 2.0 1.8 1.6 1.4 1.2 0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 T°C Figure 6 - Application de deux géothermomètres Na/K (Arnórsson et al., 1983 ; Michard, 1979) aux eaux d’Islande. Comparaison des températures estimées et mesurées. -2.0 -2.2 -2.4 log SiO2 (mol/l) -2.6 -2.8 -3.0 -3.2 Calcédoine, Arnórsson et al. (1983) T mesurée T calculée -3.4 Calcédoine, Michard (1979) T calculée -3.6 -3.8 -4.0 0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 T°C Figure 7 - Application des deux géothermomètres à calcédoine (Arnórsson et al., 1983 ; Michard, 1979) aux eaux d’Islande. Comparaison des températures estimées et mesurées. BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 77 Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales 8 Mg/K², Giggenbach et al. (1983) Mg/K², Michard (1990) 7 Ca/K², Fournier et Truesdell (1973) Ca/K², Michard (1990) T mesurée 6 T calculée Rapport (mol/l) T calculée T mesurée 5 T calculée T calculée 4 3 2 1 0 0 50 100 150 200 250 T°C Figure 8 - Application des géothermomètres Mg/K² et Ca/K² aux eaux d’Islande. Comparaison des températures estimées et mesurées. 2.6 Na/Li, Fouillac et Michard (1981) Na/Li, Kharaka et al. (1982) Na/Li, Michard (1990) 2.4 T calculée T calculée T calculée 2.2 log Na/Li (mol/l) T mesurée 2.0 1.8 1.6 1.4 1.2 1.0 100 150 200 250 300 350 T°C Figure 9 - Application des trois géothermomètres Na/Li aux eaux d’origine volcanique étudiées. Report des températures mesurées dans les forages. 78 BRGM/RP-52430-FR – Rapport final Synthèse bibliographique des géothermomètres chimiques appliqués aux eaux géothermales En conclusion de cette comparaison, on peut remarquer que, malgré le faible nombre de données, les géothermomètres chimiques, qui représentent le mieux les températures mesurées en milieu volcanique sont, principalement, le Na/K et Na-K-Ca. Néanmoins, sur la figure 9, à l’exception de trois points, le géothermomètre Na/Li de Fouillac et Michard (1981) donne des valeurs de température relativement concordantes avec celles qui ont été mesurées. Nous avons observé que les géothermomètres Mg/Li, Mg/K², Ca/K², et à calcédoine parvenaient, parfois, à estimer des températures correctes, mais qu’aucune règle ne pouvait être établie. Malgré les insuffisances constatées, les géothermomètres chimiques peuvent donner de bonnes estimations de température. Ils demeurent, donc, un outil précieux pour la prospection géothermique. BRGM/RP-52430-FR – Rapport final 79 Centre scientifique et technique Service métrologie, monitoring, analyse 3, avenue Claude-Guillemin BP 6009 – 45060 Orléans Cedex 2 – France – Tél. : 02 38 64 34 34
