intTypePromotion=1
ADSENSE

Thành phần hóa học của Trái Đất

Chia sẻ: Vinh So Lax | Ngày: | Loại File: PDF | Số trang:18

29
lượt xem
2
download
 
  Download Vui lòng tải xuống để xem tài liệu đầy đủ

Bài viết với các nội dung: cấu trúc của trái đất, thành phần hóa học của trái đất, thành phần hóa học của vỏ trái đất, thành phần vỏ lục địa, thành phần của thủy quyển, thành phần hóa học của nước biển, thành phần khí quyển trong lòng đất...

Chủ đề:
Lưu

Nội dung Text: Thành phần hóa học của Trái Đất

ĐỊA HÓA HỌC 573<br /> <br /> <br /> <br /> <br /> Thành phần hóa học của Trái Đất<br /> N g u y ề n V ă n Phô. V iệ n Đ ịa chât,<br /> V iệ n H à n lâ m K h o a h ọ c v à C ô n g n g h ệ V iệ t N a m .<br /> <br /> <br /> Giới thiệu<br /> <br /> Trái Đâ't, cũng như bất kỳ m ột hành tinh n guyên đất, trải qua m ột đới chuyên tiếp ngăn cách manti<br /> thủy nào khác của hệ Mặt Trời, đã xuất hiện vào trên và dưới.<br /> khoảng 4,6-4,8 tỷ năm v ề trước nhờ quá trinh tập 5) Ở dưới manti, nhân ngoài có dạng chất lỏng<br /> hợp vật chât bụi vũ trụ ở nhiệt độ thâp hơn nhiệt độ m ềm nằm trên nhân trong rắn. N hân trong có thể<br /> nóng chảy của nó. Theo các s ố liệu hiện có thì giai quay với tốc đ ộ góc hơi cao hơn so với phần còn lại<br /> đoạn phát triển sớm của Trái Đất là quá trình phân của hành tinh, khoảng 0,1 -0,5° m ỗi năm.<br /> dị hóa học với quy m ô toàn hành tinh. Quá trình này<br /> dân tới sự thành tạo nhân ở tâm và m anti n guyên<br /> sinh bao quanh có thành phần silicat. Sụ thành tạo<br /> vỏ đại d ương và vỏ lục địa có thành phẩn<br /> alum osilicat là các sự kiện m uộn hơn, liên quan tới<br /> quá trình hóa lý trong chính manti. Các hoạt đ ộng<br /> địa chất đã và đang tiếp diễn, tạo ra các tập hợp đa<br /> dạng các đá m agm a và trầm tích, đ ổn g thời tạo ra<br /> một lớp vỏ nước bóc m òn và các chất khí của khí<br /> quyển.<br /> <br /> Cấu trúc của Trái Đất<br /> <br /> Câu trúc bên trong của Trái Đât là kết quà của<br /> Hình 1. Cấu trúc Trái Đất (Theo Bullen, 1963).<br /> quá trình phân dị vật chât trong Trái Đâ't. Các lớp<br /> (quyển) được xác định m ột cách tin cậy nhờ các s ố<br /> liệu địa chân thu được theo m ức đ ộ phản xạ, khúc xạ Thành phần hóa học của Trái Đất<br /> són g dọc (P) và són g ngang (S). Theo các tài liệu hiện<br /> Thành phần manti của Trái Đắt<br /> có thì m ô hình cấu trúc Trái Đâ't gồm các lớp đổng<br /> tâm k ế cận nhau và khác biệt nhau bởi trạng thái lý Manti của Trái Đất đư ợc chia thành 3 phần dựa<br /> học và thành phẩn hóa học [H .l] từ ngoài vào trong trên các ranh giới tại 413 và 984km. Manti trên giữa<br /> như sau: M oho và ranh giới khoảng 400km không đ ổng nhât<br /> 1) N goài cùng là khí quyến được phân thành các d o có sự n óng chảy cục bộ. Các xenolit của các đá<br /> tầng. siêu m afic đư ợc tạo thành từ đới này cho thấy m anti<br /> trên bao gồm olivin, pyroxen và granit v ó i một<br /> 2) Lớp silicat rắn bên ngoài vỏ Trái Đất gồm bảy<br /> lượng nhỏ hơn spinel, am phibol và phlogopit.<br /> m àng kiến tạo chính riêng biệt và nhiều m ảng kiến C huyến tiếp ở giữa độ sâu 400 và l.OOOkm là vùng<br /> tạo nhỏ khác nằm trên m ột lớp chất rắn dẻo. v ỏ Trái pha trung chuyển có áp suât đủ tạo ra orthosilicat Fe<br /> Đât phân cách với m anti bởi b ể mặt gián đoạn và M g từ cấu trúc olivin sang câu trúc spinel. Có lè,<br /> M ohorovic (gọi tắt là M oho) và độ d ày thay đ ổi từ 5 trong pha chuyên tiếp này xảy ra n hữ n g quá trình<br /> đến lOkm đối với v ỏ đại dư ơng và 20-70km đối với m ạnh gây nên nhừng chuyển đ ộn g m agm a và kiến<br /> vỏ lục địa. Lớp vỏ và phần trên cùng của m anti được tạo ở các đới nằm trên. Manti dưới ở sâu hơn<br /> gợi là thạch quyển; các m ảng kiến tạo được thành l.OOOkm có thê là đ ồng nhất, giàu Fe hơn m anti trên<br /> tạo trên thạch quyến. (H enderson, 1982).<br /> 3) Dưới thạch quyển là quyến m ềm (astheno- Thành phần hóa học của m anti rât khó xác định<br /> sphere từ tiếng H y Lạp a + sthenos có nghĩa là "không chính xác bởi lẽ không th ể trực tiếp nghiên cứu và<br /> có lực"+ sphere là quyển, vì th ế gọi là khu vự c yếu rất không đ ổn g nhất. Mặc dù vậy, các xenolit siêu<br /> hay "mểm"), nằm ngay phía dưới thạch quyến, ở độ m afic cũng n hư các thiên thạch đá cũng cung cấp<br /> sâu từ 100-200km dưới bể mặt Trái Đât, có thê m ờ những thông tin hữu ích. Thêm vào đó m ột khối<br /> rộng tới độ sâu 400km. lư ợng lớn peridotit kiểu alpin cũng có thê được bắt<br /> 4) Dưới q uyển m ềm là m anti có b ề dày khoảng n gu ồn từ m anti trên tại các ranh giới hội tụ của các<br /> 2.900km và là nơi có đ ộ nhớt cao nhất. N hừ n g sự m ảng. V iệc xác định thành phẩn hóa học của m anti<br /> thay đối quan trọng trong cấu trúc tinh thê bên trong phải chú ý đến các đặc trưng địa vật lý như tỷ trọng,<br /> lớp phủ xuất hiện tại đ ộ sâu 410 và 660km dưới mặt tốc độ són g địa chấn; nhiệt sinh ra do phân rã Ư, Th<br /> 574 BÁCH KHOA THƯ ĐỊA CHÁT<br /> <br /> <br /> <br /> và K. Hơn nữa, m anti có th ế tạo ra các kiểu magma Các nguyên tô' chính: Thành phần hóa học của vỏ<br /> basalt chính d o n óng chảy cục bộ dưới điều kiện lý lục địa đã đ ư ợc nhiều tác giả xác định bằng nhiều<br /> học giốn g như các basalt p h ổ biến trong thạch quyến cách khác nhau: 1) trung b ình hóa m ột s ố lượng lớn<br /> của Trái Đằ't. N h ữ n g đặc điểm n ày gần giốn g với các m ẫu phân tích; 2) kết hợp các kết quả phân tích<br /> m ột loại đá có tên là pyrolit do R ingw ood (1966) tạo của các loại đá khác nhau đ ư ợc điều chinh đúng theo<br /> ra bằng cách kết hợp p eridotit với basalt theo tỳ lệ tỳ lệ khôi lư ợn g của chúng; 3) phân tích đá trầm tích<br /> 3:1. Thành phẩn hóa h ọc của m an ti tương tự như thành tạo từ lục địa; 4) kết hợp giữa thành phần đá<br /> thành phẩn hóa học mà M asson (1966) đưa ra dựa acid và m afic theo tỷ lệ khác nhau; và 5) m ô hình hóa.<br /> trên thiên thạch và nó cũng tựa như thành phần hóa H ầu hết các kết quả tính toán v ể thành phẩn các<br /> học do H utchison (1974) dựa trên các bao thế toleit n g u y ên tố chính của v ỏ Trái Đất đã được đưa ra đều<br /> trong các đá m agm a. D ựa vào cách xác định trên, có n h ữ n g q uy luật ch u ng v ể sự phân b ố các n guyên<br /> thành phẩn hóa học của m anti được thê hiện ờ tố chính: đ ểu rơi v à o đ ộ lệch chuẩn trung bình 20%<br /> Bảng 1. và d o đó, thành phần của v ỏ Trái Đất được công b ố<br /> là h ợp lý [Bảng 2]. V ới đ ộ chính xác 0,1%, thì chỉ 10<br /> Bảng1.Thành phần hóa học của manti Trái Đất. n g u y ên tố tạo đá chính đã chiếm 99,7% vỏ Trái Đât.<br /> Hợp phần Mẩu 1 ’ Mẩu 2 “ Mẫu 3 Mẩu 4<br /> Si02 45,2 48,1 44,5 45,5 Bảng2.Thành phần các nguyên tổ chính của vỏ lục địa<br /> (theo % trọng lượng).<br /> MgO 375 31 1 300 42,2<br /> FeO 8,0 127 8,0 8,3 Họp phần 1 2 3 4 5 6<br /> AI2O3 35 3,1 35 3,8 S1O2 59,12 59,19 60,06 59,4 59,3 57,3<br /> CaO 3,1 23 3,25 21 TỈO2 1,05 0,79 0,90 1,2 0,7 0,9<br /> Na20 0,57 1,1 028 04 AI2O3 15,34 15,82 15,52 15,6 15,0 15,9<br /> Cr20 3 0 43 0,55 0,41 — 3,55<br /> Fe20 3 3,08 3,41 2,3 2,4 —<br /> MnO 0 14 0,42 0,11 0,2<br /> FeO 3,80 3,58 4,06 5,0 5,6 9,1<br /> P2O5 0 06 0,34 — —<br /> MnO 0,12 0,11 0,21 0,1 0,1 —<br /> k20 0 13 0,12 0,04 0,1<br /> MgO 3,49 3,30 3,56 4,2 4,9 5,3<br /> tìo 2 0,17 0,12 0,009 —<br /> <br /> <br /> NiO — — 0,15 — CaO 5,08 3,07 5,62 6,6 7,2 7,4<br /> Tổng: 98,8 99,95 99,93 102,6 Na20 3,84 3,05 3,28 3,3 2,5 3,1<br /> *pyrolit (R ingw ood,1966) k 2o 3,13 3,93 2,88 2,3 2,1 1,1<br /> “ thiên thạch (M assn,1966) P2O5 0,30 0,22 0,36 0,2 0,2 —<br /> ***lherzolit (H utchison, 1974) 0,54 —<br /> — — — —<br /> 0<br /> 0<br /> <br /> <br /> <br /> <br /> **** D im itriev (1969)<br /> h 2o 1,15 3,32 — — — —<br /> Cộng: 99,00 99.03 100,0 100,0 100,0 100,1<br /> Thành phần hóa học của vỏ Trái Đắt<br /> 1. C la rke và VVashington (1924)<br /> 2. G o ld s c h m itd t (1 95 4 )<br /> Vỏ Trái Đất trên m an ti không chi gồm các v ỏ lục<br /> 3 D aly (1 91 4 )<br /> địa mà còn bao gồm cả v ỏ đại dương. Bề d ày trung 5 . P o ld e rv a a rí ( 19 5 5 )<br /> bình của v ỏ Trái Đất khoản g 35km dưới lục địa và 6. R o n o v và Y a ro s h e v s k y (1976)<br /> khoảng 5-8km dưới đại dư ơng, v ỏ đại d ư ơng khác 6. T a y lo r và M c L en n a n (1986)<br /> <br /> biệt với vỏ lục địa v ề thành phẩn và n guổn gốc. v ỏ<br /> lục địa chủ yếu gồm các đá m agm a và biến chất. Các Các nguyên tô' vêh H àm lượng m ột s ố n gu yên tố<br /> đá trầm tích và phun trào chiếm phẩn n hỏ của v ỏ lục vết đã đ ư ợ c các tác giả cô n g b ố có n hừ n g khác biệt<br /> địa nhưng chúng lại có m ặt ở n gay trên mặt của lục do trình đ ộ p hân tích của từ ng thời kỳ, son g cũng có<br /> địa nên vai trò của ch ú ng cũng không kém phần đ ộ lệch ch u ẩn trong khoảng 20%. Taylor và<br /> quan trọng. M cLennan (1985) đã xác đ ịn h hàm lư ợng các nguyên<br /> N gh iên cửu thành phẩn hóa học của vỏ Trái Đất tố v ết trong v ò lục địa. Cả hai loại s ố liệu bằng đem<br /> và các loại đá khác nhau là m ột trong những mục vị hàm lư ợ n g q u y ư ớc p p m hay theo 106 n gu yên tử<br /> tiêu chủ yếu của địa hóa học, vì đó là nơi lưu giữ Si. Sự khác biệt v ề đ ộ p h ổ b iến của các n gu yên tố đât<br /> lượng lớn các n gu yên tố k hôn g tương thích của Trái h iếm riêng lẻ trong v ỏ lục địa của Trái Đất là d o cấu<br /> Đất và d o đó, nó có tầm quan trọng trong tính toán trúc hạt nhân và đặc tính địa hóa của chúng.<br /> cân bằng khôi lượng địa hóa của toàn Trái Đất. Đ ổ thị của các y ếu tố làm giàu trên hình 2 cho<br /> <br /> Thànhphầnvỏlụcđịa thấy v ỏ lục địa Trái Đ ất giàu các n g u y ên tố ưa đá<br /> (lithop hile), n h ư n g n g h èo hơn hầu hết các n gu yên tố<br /> N hiều nghiên cửu v ể thành phẩn lớp vỏ lục địa ưa sắt (sid ero p h ile) và ưa lưu huỳnh (chalcophile) so<br /> được thực hiện trong n hữ n g năm qua đằ chắt lọc nên với hệ M ặt Trời [H.2]. N g o ạ i lệ là có sự n gh èo đi các<br /> bức tranh vê' thành phần của v ỏ Trái Đất hiện nay. n g u y ên tố M g và o , d o ch ú ng được tập trung trong<br /> ĐỊA HÓA HỌC 575<br /> <br /> <br /> <br /> manti và hàm lượng Cr, M n cũ n g thâp hơn trong Các kết quả nghiên cứu cho thấy có sự khác biệt<br /> Mặt Trời. Hơn nữa, m ột s ố n g u y ê n tố ưa lưu huỳn h giữa thành phần hóa học của vỏ lục địa (khiên lục<br /> như Pb và TI lại có xu th ế giàu lên tới 1,3-7,0 lẩn so địa + các đai uốn nếp trẻ) và vỏ đại dư ơng (vùng đại<br /> với Mặt Trời. Sự làm giàu Pb trong các đá của vỏ d ư ơ n g sảu). So với v ỏ lục địa thì v ỏ đại d ư ơng có<br /> Trái Đất có th ế giải thích b ằng quá trình phân rã Ư thành phần trung bình của các n gu yên tổ Fe2C>3+FeO,<br /> và Th là n hữ n g n guyên tố p h ó n g xạ chủ yếu được M gO, CaO, MnO, P2O5 và T 1O 2 cao hơn; còn SÌƠ 2,<br /> tập trung ờ v ỏ Trái Đâ't. Sự có m ặt với hàm lượng AỈ2Ơ3, N a 2Ơ và K2O thấp hơn.<br /> cùa TI cao trong vỏ Trái Đ ât có thê d o khả n ăn g thay<br /> th ế của n ó cho K* trong các k hoán g vật của kali, bâ't Thành phần của thủy quyển<br /> châp thuộc tính ưa lưu h u ỳn h (ch alcop hile) của nó.<br /> Thủy quyển bao gồm toàn bộ các loại nước tự<br /> n hiên trên Trái Đât liên hệ với nhau thông qua chu<br /> trình nước. Trong chu trình này, nơi tích tụ nước lớn<br /> nhất là các đại d ư ơng chiếm tới 97,20% tống lượng<br /> nư ớc của thủy quyển, tiếp đến là các khối băng ở<br /> N am cực và Bắc cực (2,05%) và nước ngầm dưới sâu<br /> (0,78%). Phẩn còn lại gồm nước ngầm n ông (0,38%),<br /> h ổ (0,01%) và sôn g (0,0001%).<br /> 15 20 25 30<br /> Số thừ tự nguyên tử T hành p h ầ n h óa h ọ c c ù a n ư ớ c b iển<br /> Giàu lên trong vỏ lục điạ N ư ớc biển là dung dịch tự nhiên có nồng độ chất<br /> •5+2-<br /> ơ> Be Sr Z rN b<br /> i+1- LìA b Na Ạl KCaTi<br /> ạ s-r£ X \ hòa tan cao, tạo ra các trị số nồng độ và hoạt tính có<br /> 0■ , Ỹ<br /> •p<br /> 6- -11 Mo n hử ng nét khác biệt đáng kể. Sự phân b ố của các<br /> Ỏ Mg<br /> 0-2 -<br /> N ghèo đi trong vộ G e\se n gu yên tố trong nước biển rât khác nhau; nếu coi toàn<br /> £-3 -L<br /> 10 15 20 25 30 35 40 44 b ộ vật chât hòa tan (độ m uối) của đại dương là 100%<br /> »n trong vỏ g<br /> +2- Th thì trong đó có hơn 95% là các ion chính [Bảng 3] và<br /> 3+1 -<br /> õ) 0 - ----- Ltí- W tât cả các nguyên tố còn lại chi chiếm 4,2%. N hư vậy,<br /> Ag1n3^Sb-5Cs-'~<br /> Jg -1 ' thành phần hóa học của nước biển chủ yếu được xác<br /> ỉt Pd<br /> Ị Cd<br /> Nghèo đi trong vỏ lục địa<br /> Re<br /> <br /> <br /> •Ir<br /> •Au định bởi m ột s ố ít các nguyên tố và ion.<br /> <br /> 42 45 50 55 60 65 70 75 80 90 92 Bàng 3. Các ion chính trong nước biển<br /> Sổ thư tự nguyèn từ (theo Pilson, 1998).<br /> <br /> Hình 2. Đ ộ phổ biến của các nguyên tố trong vỏ lục địa Các ion Nồng độ Log thời gian<br /> Trái Đất theo 106 nguyên tử Si (hình trên). Hệ số làm giàu chính (g/kg) lưu trú (nàm)<br /> của các nguyên tố trong vỏ lục địa so với độ phổ biến của Cation<br /> chúng trong hệ M ặt Trời (hình d ư ớ i) (theo T aylo r và<br /> Na* 10,871 7,7<br /> McLennan, 1985).<br /> Mg2+ 1,284 7,0<br /> Ca2* 0,4119 5,9<br /> T hành p h ầ n vò đ ạ i d ư ơ n g K+ 0,399 6,8<br /> <br /> Mặc d ù chưa khoan qua đ ư ợ c lớ p v ỏ đại dư ơng, Sr2* 0,00794 6,8<br /> Anion<br /> song các nhà địa chất có b ằn g ch ử n g đ ể h iếu đư ợc<br /> Cl 19,353 7,9<br /> câu tạo và thành phẩn v ò đại d ư ơ n g. Sự tính toán<br /> SO 4 2* 2,712 6,9<br /> thành phần của v ỏ đại d ư ơ n g dựa trên phân tích<br /> HCO 3 0,126 4,9<br /> ophiolit (các phẩn vỏ đại d ư ơ n g đ ư ợ c bảo tổn trên Br 0,067 8,0<br /> các lục địa), so sánh cấu trúc của lớp vỏ đại d ư ơ n g H 3 PO 4 0,0257 7,0<br /> theo kết quả thí n ghiệm của vận tốc só n g địa chấn F 0,00130 5,7<br /> trong các loại đá đã biết, các m ẫu thu hổi từ đ á y đại<br /> dương, nhât là từ các số n g n ú i và các đới đ ứ t gãy, Các chât khí hòa tan chủ yếu là N 2, Ơ 2, CO 2 và<br /> bằng tàu lặn và các lõi khoan. Các đá n ú i lửa đ ổ sộ H 2S, có hàm lư ợng liên quan trực tiếp tới hoạt đ ộng<br /> nhất của dãy núi giữa đại d ư ơ n g là basalt sư ờ n núi của sinh vật trong biến. N hữ n g nghiên cứu chi tiết<br /> có n guồn gốc từ m agm a tholeiit thâp kali. Các đá v ề đặc tính hóa học của nước biến thường tập trung<br /> này có hàm lượng thấp của các n g u y ê n tố ưa đá ion v ào ba loại phản ứ ng trao đổi chính: 1) giữa nư óc<br /> lớn (LILE) và có hàm lư ợ n g cao các n g u y ê n tố đât biển với khí quyển; 2) giữa nước biển với các trầm<br /> hiếm nhẹ (LREE), các n g u y ê n tố d ễ bay hơi và các tích đáy; và 3) giữa nước biển với sinh vật. Cả O 2 và<br /> nguyên tố khác k hông tư ơ n g thích. C ó th ể tìm thây C O 2 đều đư ợc trao đổi với khí quyển; mặt khác,<br /> basalt được làm giàu các n g u y ê n tố k h ôn g tư ơng chúng đư ợc tạo ra nhờ các quá trình sinh học. Các<br /> thích, n hư n g rấ t hiếm và th ư ờ n g đi liền vớ i đ iểm sinh vật biến bô su ng và tiêu thụ m ột s ố n gu yên tố,<br /> n óng của d ãy núi giữa đại d ư ơ n g. cụ th ế là carbon, oxy, nitro, phosphor, silic và nhiều<br /> 576 BÁCH KHOA THƯ ĐỊA CHÁT<br /> <br /> <br /> <br /> n g u y ê n tố vết khác. N h iều phản ứ n g xảy ra tại các ơ tầng trên của khí q uyến xảy ra quá trình phân ly<br /> trung tâm tách giãn, nơi p hu n trào đ áy biến hoạt và ion hóa các khí d ư ới tác d ụ n g của bức xạ Mặt Trời.<br /> đ ộn g. Bản chất và q uy m ô của các phản ứ n g hóa học D o quá trình phân ly này, các khí từ trạng thái phân<br /> bên d ư ới và bên trên đ áy b iến tù y th u ộc v à o nhiệt đ ộ tử ch u yên san g trạng thái n g u y ên tử. Các bức xạ tủ<br /> và tỷ lệ n ư ớc-đá. M ột s ố n g u y ê n tố đ ư ợc giải p h ó n g ngoại của Mặt Trời gồ m các đ iện tử, proton, a và các<br /> vào d u n g dịch ờ n h iệt đ ộ cao và đ ư ợ c basalt g iữ lại hạt cơ bản khác đi và o tầng trên khí quyến gây ion<br /> ở nhiệt đ ộ thấp. Sự rửa lũa các kim loại từ đá và k hử hóa các khí. D ần dần tầng trên khí quyên hòa lẫn với<br /> SO 42 thành H 2S trong n ư ớ c có th ế là n g u y ên nhân khí không gian giừ a các hành tinh (có m ật đ ộ lCPcặp<br /> tạo ra d u n g dịch quặng. ion/cm 3). C hính tầng đ iện ly gồ m các hạt bị ion hóa bị<br /> thu hút vào từ trường Trái Đ ất và thực hiện chuyến<br /> T h à n h p h ầ n c ù a n ư ớ c lụ c đ ịa<br /> đ ộng d ọc theo h ư ớ n g lực từ trường.<br /> Thành phẩn hóa h ọc của n ư ớ c trên lục địa khác Thành phần h óa học chủ y ế u cùa k h ôn g khí là N 2,<br /> với n ư ớ c biển d o tính đa d ạng, phụ thu ộc v à o đ iều O 2, Ar và C O 2, ch iếm tới 99,99% k h ôn g khí khô. Thú<br /> kiện địa lý và h óa lý của d ò n g chảy. H ai loại nư ớc đ ến là Ơ3, H 2 và các khí trơ n h ư H e, N e, Kr, Xe và<br /> lụ c địa chủ yếu là n ư ớc sô n g -h ồ và n ư ớc ngầm . Rn. M ột phẩn n h ỏ n h ư n g khá quan trọng của khí<br /> Nước sông-hổ: T hành phần n ư ớc sô n g và hô' biến q uyến là các hạt k eo nhỏ, bụi khí có thành phần và<br /> đ ối theo các y ếu tố địa p h ư ơ n g và thời gian, v ề tông n gu ồn g ố c khác nhau từ Vũ Trụ, các chất thải công<br /> thê thành p hần của n ư ớ c sô n g -h ổ phụ thu ộc v à o loại n gh iệp , sản phẩm của các v ụ n ô hạt nhân. Tuy<br /> đ ât đá mà nước ch ảy qua hoặc tiếp xú c và thành nhiên, có thê n ói thành p hần của khí quyển nhìn<br /> phần n h ừ n g n g u ồ n n ư ớc từ các su ố i nhánh h ay nư ớc chung khá đ ổ n g nhât. R iêng phẩn trên của khí quyển<br /> n gẩm . Các h ợp phẩn quan trọng nhất của n ư ớ c sô n g cỏ khác biệt v ề thành phẩn d o xảy ra các quá trình<br /> h ổ là H C O r, C a2+, SiCh, SƠ42 , C1, N a +, M g2+ và K \ q uang hóa.<br /> T ổng lư ợ n g k hoán g hóa trung bình chi v à o khoản g<br /> T h à n h p h ầ n k h í q u y ể n tro n g lò n g đ ấ t<br /> 120ppm . Đ ộ pH của n ư ớc sô n g và h ổ còn phụ thuộc<br /> v à o hàm lư ợn g d ioxid carbon của khí q uyển, ngoại Khi đ ề cập đ ến khí q u yển , n hiều nhà khoa h ọc bô<br /> trừ trường hợp k h ôn g tiếp xúc trực tiếp với khí su ng thêm khái n iệm "khí q u yển trong lòng đất"<br /> q u yển n h ư các h ổ n ư ớc sâu. H àm lư ợ n g C O 2 và đ ộ (V ernadski, 1924). T hành phần của các khí d ư ới đất<br /> p H của nước cũ n g chịu ảnh h ư ở n g của quá trình liên quan tới các đá và các đ iều kiện nhiệt đ ộn g ở nơi<br /> sin h ra C O 2 d o h ô hâp và phân h ủ y của sin h vật. ch ú ng tổn tại. Khi n hiệt đ ộ tăng cao, h àng loạt các<br /> Nước ngẩm: H ầu hết n ư ớ c d ư ớ i đất là n ư ớc n gẩm hợp chât trở thành trạng thái khí hoặc d o đặc tính<br /> (nư ớc p hân b ố ở bên d ư ớ i g ư ơ n g n ư ớc ngầm ). vật lý, h oặc d o p hân h ủy các k ho á n g vật, trong đ ó có<br /> N g ư ờ i ta đã phân ra 2 loại n ư ớc n gầm chính là nư ớc hợp phần tự d o ở trạng thái khí. M ột phẩn đ áng k ể<br /> nhạt (loại đ iển hình nhât) và nước k hoán g (đặc tru ng các khí d ư ớ i đ ât là các khí trơ, m ột s ố trong đ ó có<br /> bởi vật chât hòa tan v ó i hàm lư ợ n g cao trên vài n gu ồn g ố c p h ó n g xạ.<br /> n gh ìn mg/1). Thành p hần k h oán g vật của các đá chứa D o n h iệt đ ộ và áp suất bên trong Trái Đất tăng<br /> có ảnh h ư ở n g trực tiếp tới thành phẩn của nư ớc lên nên trạng thái k h í-lỏn g cũ n g thay đối. Ở dưới<br /> ngầm . Các anion chủ đ ạ o trong n ư ớc ngầm đ ối với sâu, m ỗi khi n h iệt đ ộ vư ợ t quá đ iểm tới hạn của<br /> tất cả các loại đ á chứa là H C O 3'. C òn các cation chủ nước (+374°C), n ư ớc ở trạng thái hơi có khà năng hòa<br /> đ ạo là N a +, C a2*, M g2+ với tý lệ khác nhau, tù y thu ộc tan rất lớn v à o d u n g th ế silicat và thoát ra ngoài<br /> v à o thành p hần loại đá chứa. H àm lư ợ n g silic còn thôn g qua p h u n trào núi lửa. C ó th ể nói quá trình<br /> phụ th u ộc v à o m ứ c đ ộ phá h ủ y các k ho á n g vật phun trào cùa hành tinh đ ư ợ c xem n hư m ột sự thoát<br /> silicat của đá chứa. N ư ớ c tù’ các đá m agm a và đá v ô i khí rất lớn từ lò n g đât. D o đ ó, v iệc n gh iên cứu thành<br /> thư ờn g có đ ộ pH từ 6,5 đ ến 8,0, còn nước từ cát kết phẩn khí n ú i lửa đã thu h út sự quan tâm đặc biệt của<br /> và p h iến sét thì có trị s ố pH d ao đ ộ n g từ 4,0 đ ến >9,0. các nhà địa chất, bời vì n ó phản ánh đ ún g thành<br /> phần khí từ các tấng sâu của v ỏ Trái Đ ất và phẵn<br /> Thành phần hóa học của khí quyển trên m anti. Các khí chù y ếu bao gồm : H 2. hhS, SƠ 2,<br /> CƠ 2, S 2 (khí) và hơi nước.<br /> Khí q u yển là ló p v ỏ d ạ n g khí n goài cù n g của Trái<br /> Đất, khối lư ợ n g chủ y ếu (tới 9/10) tập trung ở đ ộ cao<br /> Tài liệu tham khảo<br /> d ư ớ i 16km, trên lOOkm k hôi lư ợ n g k hôn g đ á n g kể.<br /> N g o à i ra, các chất khí còn có ở bên d ư ới m ặt đất. B e m e r E. K . a n d R . A . B e m e r , 198 7 . T h e G lo b a l VVater C y cle.<br /> P r e n t ic e H a ỉỉ. E n g le ĩv o o d C lif f s . N I. 3 9 7 p g s .<br /> T h à n h p h ầ n k h í q u y ể n trê n m ặ t đ ấ t<br /> B r u la n d K .v v ., 198 3 . T r a c e e l e m e n t s in s e a v v a te r. C h e m ic a l<br /> N g à y n ay n h ờ các v ệ tinh có lắp đặt các thiết bị<br /> O c e a tío g r a p h y . A c a d . P re s . V o l. 8, C h a p . 45: 157-220.<br /> nên v iệ c n gh iên cửu khí q u y ển khá thuận lợi, thu<br /> C a r ls o n R. w . # P e a r s o n D . G ., a n d J a m e s D . E., 2004. P h y sical,<br /> đ ư ợ c các th ôn g tin chính xác v ể thành phần và trạng<br /> c h e m ic a l, and c h r o n o lo g ic a l c h a r a c te ris tic s of C o n tin en tal<br /> thái của khí q uyến.<br /> m a n tle . R e ư ie iv s o f G e o p h y s ic s , 43: 8755-1209/0 5 /2 0 0 4 R G 0 0 0 1 56.<br /> ĐỊA HÓA HỌC 577<br /> <br /> <br /> <br /> D r e v e r J. ỉ., 1988. T h e g e o c h e m i s t r y o f n a t u r a l v v a te rs. P r e n tic e T a y l o r s. R ., a n d s. M . M c L e n n a n , 1985. T h e C o n tin e n ta l c r u s t:<br /> H í ì ll, E n g le ĩv o o d C lif f s , 4 3 7 p g s . I ts c o m p o s itio n and e v o lu tio n . B la c k ĩv e ll S c ie n t if ic<br /> <br /> P u b ỉic a tio n s . 31 2 p g s . O x f o r d .<br /> <br /> <br /> <br /> <br /> Chu trình địa hóa<br /> Nguyền V ã n Phô. V iệ n Đ ịa chất,<br /> V iệ n Hàn lâm K h o a học và C ô n g nghệ V iệ t Nam .<br /> <br /> <br /> Giới thiệu<br /> <br /> Vật chât trong Trái Đâ't lu ôn vận đ ộng. Q uá trình Chu trình địa hóa lớn<br /> vận đ ộng và ch u yên hóa vật châ't th ôn g qua các bổn Các n g u y ên tô' p hô biên q u y ết đ ịn h đ ặc tính hóa<br /> chứa khác nhau trong toàn b ộ h ệ địa hóa của Trái h ọ c của v ỏ Trái Đâ't; ch ú n g tham gia v à o chu trình<br /> Đất tạo nên các chu trình đ ư ợ c gọi là chu trình địa tổ n g th ế trong Trái Đâ't và đ ư ợ c g ọ i là chu trình lớn<br /> hóa. Trong chu trình này, vật châ't ch u yên biến tuần [H .l], trong đ ó th ế h iện m ôi liên quan giừ a các quá<br /> hoàn m ột cách liên tục như m ột cỗ m áy, trong đó các trình trong thạch q u y ển Trái Đâ't với th ủ y q u yển , khí<br /> bồn chứa khác n hau liên h ệ vớ i nhau bằng các q u y ển và sinh q uyển.<br /> đường dân. C hính n h ờ các đ ư ờ n g dần n ày mà vật Đ ối với thạch quyển, chu trình địa hóa học bắt đầu<br /> chất di chuyên từ b ổn chứa này san g bổn chứa khác, với quá trình kết tinh m agm a gẩn trên m ặt và ở dư ới<br /> trong đ ỏ xảy ra các quá trình ch u y ển hóa, trộn lẫn và sâu. Khi các đá này bị đưa lên trên mặt, ch ú ng bị<br /> phân b ố lại các n g u y ên tố, d o đ ó chu trình n ày m ang p h o n g hóa thành các khoáng vật thứ sinh. Các khoáng<br /> tính tiến hóa và k h ôn g lặp lại hoàn toàn. vật thứ sinh đ ó đ ư ợc vận ch u yên và lắng đ ọ n g trong<br /> bổn chứa trâm tích. Các trầm tích bị nhân chìm và trải<br /> Chu trình địa hóa qua quá trình thành đá tạo thành các đá trầm tích. Các<br /> đá trầm tích có thê tiếp tục bị nhấn ch ìm tói đ ộ sâu<br /> Chu trình địa h óa trong phạm v i Trái Đ ất có thê lớn và bị biến dạng, tái kết tinh đ ê thành các đá biến<br /> gồm chu trình địa hóa lớn (tổn g thê), chu trình địa châ't. Các đá biến chât lại có thê tiếp tục rơi và o đ ộ sâu<br /> hóa nhỏ (từng giai đ oạn nhât đ ịnh ) và chu trình địa lớn và nhiệt độ cao, bị n óng chảy và ch u yến thành các<br /> hóa của các n gu y ên tố. d u n g th ể m agm a (bồn chứa m agm a).<br /> <br /> <br /> Tạo đá<br /> <br /> <br /> <br /> <br /> Bỉến chất Sinh quyển<br /> <br /> <br /> <br /> <br /> Kết tình Thủy quyển<br /> <br /> <br /> Vật chất nguyên sinh<br /> <br /> Hinh 1. Chu trin h vận động vậ t chất trong phạm vi vỏ Trái Đất, trong đó chù yếu bao gồm các bồn<br /> chửa m agm a, trầm tích và biến chất. C ác hướng mũi tên ch ỉ rõ các quá trình địa chất - địa hóa<br /> tạo nên sự vận động vật chất. C ác ô vuông là các bồn chử a chính.<br /> 578 BÁCH KHOA THƯ ĐỊA CHÁT<br /> <br /> <br /> <br /> D un g tích các bổn chứa và thời gian lưu trú của trình nóng chảy cục bộ các đá khác nhau; và 2) Quá<br /> từng n guyên tố trong m ỗi bổn chứa lại phụ thuộc trình kết tinh p hần đoạn m agm a n g u y ên sinh và<br /> vào tính chât của các n gu yên tố. Thời gian lu n giữ m agm a mới phát sinh. D ư ới đ â y giới thiệu v ể địa<br /> các n guyên tố trong các bồn chứa có th ế được xác hóa của các n g u y ên tố chính, các n g u y ên tố vết và<br /> định bằng công thức toán học sau: các đ ổng vị trong đá m agm a.<br /> A<br /> T ~ (dA/dT) Các nguyên tố chính trong các đá magma<br /> <br /> trong đó: A là tổng lư ợng n guyên tố (hay hợp chất) Thành phẩn hóa h ọ c và sự phân b ố các n gu yên tô<br /> có trong bổn chứa; dA /dT là tốc độ đẩu vào hay đẩu chính trong các đá m agm a khác nhau được thê hiện<br /> ra của n gu yên tố. như sau.<br /> - Các nguyên tố ưa đá (lith op h ile) - Na, Al, Ca, Sc,<br /> Chu trình địa hóa nhỏ Ti, V, Mn và Sr tập trung nhất trong các đá thành<br /> phần basalt, trung tính, n h ư n g n g h è o trong các đá<br /> Vật chất không nhâ't thiết phải vận chuyên đúng<br /> siêu m afic và các đá granit n g h è o Ca.<br /> trình tự của toàn bộ chu trình lớn m ột cách hoàn hảo.<br /> C húng có thê vận đ ộn g trong m ột khuôn khô nào đó - Các nguyên tô'ưa sắt (sid erop h ile) (Fe, Co, N i, Au<br /> theo con đ ường ngắn hay trong m ột giai đoạn nhât và nhóm Pt) - tập trung m ạnh trong các đá siêu<br /> định tạo thành chu trình địa hóa nhỏ. M ỗi chu trình m afic và hàm lư ợ n g giảm theo hàm log trong các đá<br /> nhỏ củ n g có th ể có các bổn chứa. Ví dụ: các đá trầm basalt và granit. C h ú n g đi với M g và Cr là nhừ ng<br /> n guyên tố ưa đá, n h ư n g lại có hành vi g iố n g các<br /> tích bị p hong hóa, các n guyên tố được giải phóng<br /> n guyên tố ưa sắt.<br /> được vận chuyển ra biển; sau đó lại được lắng đ ọng<br /> và qua quá trình thành đá đ ê tạo thành các đá trầm - Các nguyên tô' ưa lưu huỳnh (chalcophile) (Cu,<br /> tích mới. Trầm tích biến trong đới hút chìm có thể bị Zn, Ga, Ag, Cd, s, A s và Sb) - đ ư ợ c làm giàu m ạnh<br /> nhấn xuống tới đ ộ sâu lớn và bị biến đổi hoặc n óng nhất trong các đá m agm a m aíic và trung tính và<br /> chảy trực tiếp thành các d u n g thê m agm a, rổi kết nghèo trong các đá siêu m afic và các granit thâp Ca.<br /> tinh thành các đá m agm a. N goại lệ phải k ể đ ến In, H g, TI và Pb là nhừ ng<br /> nguyên tố đi cù n g với các n g u y ê n tố ưa đá tạo nên<br /> Chu trình địa hóa của các nguyên tố khoáng vật đ ộ c lập (kh ông tư ơ n g hợp) và tập trung<br /> trong các loại granit thấp Ca. M ặt khác, các n gu yên<br /> Các n guyên tố khác nhau có sự vận đ ộn g khác tố ưa lưu h u ỳ n h đ ư ợ c liên kết với các kim loại nhóm<br /> nhau trong tự nhiên và tạo ra các chu trình riêng, ưa sắt Mo và Re.<br /> Tuy nhiên, sự vận đ ộn g của m ột n gu yên tố không<br /> xảy ra tách biệt với n gu yên tố khác. Ví dụ: chu trình Các nguyên tố vết trong m agm a<br /> lưu huỳnh [H.2] là tập hợp các quá trình di chuyến<br /> Các n g u y ên t ố v ết có thê đ ư ợ c phân ra thành hai<br /> của lưu huỳnh tới hoặc từ các khoáng vật (gồm cả<br /> nhóm: I) Các nguyên tô'tương hợp là các n gu yên tố có<br /> d ạng hòa tan) và các cơ th ế sống.<br /> thế đi vào các k hoán g vật đ ư ợ c kết tinh từ d u n g thê<br /> Đồng hóa Lưu huỳnh hữu m agm a, 2) Các nguỵên tô' không tương hợp là các<br /> ơ (protein)<br /> SH n guyẻn t ế khó thay th ế ch o các n g u y ên tố chính<br /> Thực vật Nám trong ô m ạng tinh th ế khoán g vật và có xu th ế tập<br /> Vi khuần vi khuán<br /> trung trong d u n g th ể tàn dư.<br /> <br /> /<br /> so4 --------------»- 2 5 Ị _ ---►<br /> HÔ háp kỵ khí<br /> ).H;s H ệ số p h â n b ó c á c n g u y ê n tố v ế t<br /> <br /> Đ ê xác đ ịn h các n g u y ê n tố k hôn g tư ơng hợp<br /> người ta sử d ụ n g p h ư ơ n g pháp xác định hệ s ố phân<br /> b ố giữa pha lỏ n g và pha rắn theo cô n g thức:<br /> <br /> Oxy hỏa<br /> T rS s<br /> Vi khuân thạch dưỡng<br /> Vi khuẳn quang dưỡng<br /> trong đó: K d là h ệ s ổ phân b ố N em st; Cim là hàm<br /> Hình 2. Chu trình vận động của lưu huỳnh hữu cơ trong lượng n g u y ên tô v ết i trong khoán g vật đ ư ợc kết<br /> phạm vi vỏ Trái Đất, trong đó bao gồm hai quá trinh chính<br /> tinh; Cil là hàm lư ợ n g n g u y ên tố i trong d un g thê mà<br /> là đồng hóa và phân hủy<br /> khoáng vật đ ư ợ c kết tinh từ đó.<br /> Các hệ sô phân b ô khoán g vật - d u n g th ế cùa m ột<br /> Địa hóa của quá trình magma s ố n guyên tố v ết đ ư ợ c thê h iện ờ Bảng 1.<br /> Tính đa dạng v ề thành phần m agm a và các đá Trong n g h iên cứu quá trình kết tinh m agm a đối<br /> m agm a dư ờng như tuân thu theo haiquá trình khác với m ột loại đá đã cho, n g ư ờ i ta cần phải tính hệ số<br /> nhau xảy ra ở đ ộ sâu và áp suâ'tkhác nhau: ĩ) Quá phân b ố thô D:<br /> ĐỊA HÓA HỌC 579<br /> <br /> <br /> <br /> 0 - ^ ( 0 K trong đ ó co j là p hẩn trăm trọng lượng lỏng đư ợc tạo thành cân bằng với pha tàn dư và sau<br /> 1=1 đó được tách khỏi hệ. Sụ biến thiên n ồng độ ở đây<br /> của khoáng vật có chứa n g u y ê n tố i trong đá; Kd là m ạnh hon nhiều so với trường hợp n óng chảy tửng<br /> m ẻ [H.3b]. Giới hạn tăng của nguyên tố không tương<br /> hệSỐ p h â n b ố c ủ a n g u y ê n t ố i g iữ a k h o á n g v ậ t v à<br /> hợp trong d un g th ế vẫn là 1/D, n hư ng giới hạn của<br /> dung th ế cùng tổn tại. Các trị s ố Kn riêng lẻ được thể<br /> n gu yên tố tương hợp tiến tới v ô cùng lớn khi F tiến<br /> hiện trên Bảng 1. tới 1. D un g th ể vẫn cân bằng với pha tàn dư, do đó<br /> Bảng 1. Hệ số phân bố khoáng vật-dung thể. nồng độ n gu yên tố vết trong pha này C r = D C l còn<br /> a Rb Sr Ce Eu Yb lớn hơn.<br /> Am phibol<br /> Đá mafic 0,300 0,500 0,30 1,00 1,00<br /> Đá íelsic 0,010 0,020 1,00 4,00 7,00<br /> Biotit<br /> Đ á m aĩic 3,000 0,080 0,03 0,03 0,03<br /> Đ á íelsic 3,000 0,200 0,30 0,30 0,30<br /> Clinopyroxen<br /> Đá m afic 0,010 0,100 0,30 0,90 1,00<br /> Đ á felsic 0,050 0,500 0,90 2,00 2,00<br /> Granat<br /> Đá mafic 0,001 0,001 0,05 0,90 30,00<br /> Đ á íelsic 0,010 0,020 0,60 0,70 40,00<br /> Felspat K<br /> Đ á íelsic 0,400 6,000 0,04 1,10 0,01<br /> Olivin<br /> Đ á maíic 0,004 0,005 0,01 0,01 0,01<br /> O rthopyroxen Hình 3.a) Độ làm giàu của các nguyên tố v ế t trong dung<br /> Đ á mafic 0,010 0,010 0,02 0,05 0,30 thẻ so với nguồn ban đầu (C 1/C 0 ) trong suốt quá trình<br /> Plagioclas nóng chảy cục bộ với m ức độ nóng chảy (F) biến đổi.<br /> Đ á m aíic 0,100 2,000 0,14 0,30 0,07 Các đườna cong được đánh số biểu thị các trị số của hệ<br /> Đ á íelsic 0,060 5,000 0,13 2,00 0,05 số phân bo thô (D). Khi nóng chảy với m ức độ nhỏ thì các<br /> Spinel nguyên tố tương hợp giảm đi nhiều so với nguồn, còn<br /> Đ á m aíic 0,010 0,010 0,08 0,03 0,02 các nguyên tố không tương hợp được giàu lên cực đại<br /> (1/F); b) Độ làm giàu của các nguyên to vết trong phần<br /> (Theo Paul C .R agland, 1989) tàn dư so với nguồn ban đầu (C 1/C 0 ) với m ức độ nóng<br /> chảy (F) biến đổi (theo R. Rollinson, 1993).<br /> Mô hìnhhóacácnguyêntốvết<br /> Mô hình hóa các n g u y ê n tô vết là v iệc thiết lập Mò hình kết tinh phân đoạn trong trường hợp này<br /> các m ô hình toán h ọc d àn h ch o quá trình n ón g chảy Co là nồng đ ộ n guyên thủy của m ột nguyên tố trong<br /> cục bộ và quá trình kết tinh (R ollinson, 1993). m agm a nguyên sinh, còn Cl là nồng độ của nguyên tố<br /> Mô hình nóng chảy cục bộ trong m ô h ình này chất đ ó sinh ra trong quá trình nóng chảy từng phần. F bây<br /> lỏng đ ư ợc d u y trì trong cân b ằn g vớ i chât rắn tàn dư. giờ trờ thành thành phẩn của chât lỏng n guyên thủy<br /> Có hai kiêu n ón g chảy từ n g phần: n ó n g chảy từng còn lại. D o đ ó ta có: Cl/Co = F(D-1) Sự làm giàu nguyên<br /> đ ọt và n ón g chảy p hân đoạn. tố không tương hợp (D < 1) hoàn toàn giốn g với<br /> Mồ hình nóng chảy từ ng đợt (từng mẻ) trong đ ó pha trường hợp dung dịch cân bằng cho đến khi trên 75%<br /> lỏng nằm trong cân b ằn g vớ i vật liệu tàn d ư cho đến dung thê m agm a được kết tinh, khi đ ó nó nhanh<br /> khi đ iểu kiện ch o p h ép tách thành "mẻ" ra khỏi chóng đạt giá trị 1/F. N ồng đ ộ của chúng trong pha<br /> m agm a n gu yên thủ y. N ồ n g đ ộ n g u y ê n tố vết trong lỏng nhanh chóng giảm xuống dưới 1/D.<br /> dun g th ế lỏn g (C l) có q uan h ệ vớ i n ồ n g đ ộ n guyên<br /> tố đ ó trong n g u ồ n chưa bị n ó n g chảy (Co) và n ồng Các nguyên tố đất hiếm trong magma<br /> đ ộ của n gu yên tố v ết tron g vật liệu tàn d ư chưa<br /> D o có n hữ n g sự khác biệt v ể bán kính ion giữa<br /> nóng chảy (Cs) có quan h ệ vớ i n g u ồ n chưa n óng<br /> các n gu yên tố nhóm đất hiếm nên trong d un g thể<br /> chảy (Co). Rõ ràng m ức đ ộ n ó n g chảy tù n g phần tăng<br /> m agm a các n gu yên tố đất hiếm nhẹ kém tương hợp<br /> lên khiến nhiều k hoán g vật bị biến mâ't, làm cho giá<br /> hơn các n gu yên tố đất hiếm nặng [Bảng 2]. Từ đó<br /> trị D biến đối k h ôn g liê n tục.<br /> dẫn đến sự khác biệt v ể hệ s ố phân b ố của chúng<br /> Đ ổ thị trên h ìn h 3 p hản ánh m ối tư ơng quan giữa trong d un g thê có chứa granat (khó n óng chảy) và<br /> Cu và Co với F trong trường h ợ p D k hôn g đối. Các d un g thể peridotit (dễ n óng chảy). Quá trình nóng<br /> đ ư ờng con g th ể h iện hành v i của các n g u y ên tố vết chảy cục bộ peridotit chứa granat làm phân dị mạnh<br /> dối với m ỗi quá trình [H .3a]. N ồ n g độ n gu y ên tố m ẽ các n g u y ên tố đất hiếm: các n gu yên tổ đất hiếm<br /> không tư ơng h ợ p trong d u n g th ể có thê đạt giá trị n ặng ở lại trong chất rắn, còn các n gu yên tố đất hiếm<br /> 1/F (khi D = 0), đạt giá trị rất cao khi m ứ c đ ộ nóng nhẹ tham gia vào d u n g thể mới [H.4]. N goài ra,<br /> chày rất thấp và đạt cực đại là 1/D (F = 0). trong quá trình n óng chảy peridotit không chứa<br /> M ô hình n ón g ch ảy phân đ oạn m ô tả sự phân granat (ở m ức n ông hơn) thì không th ể hiện sự phân<br /> đoạn trong khi ch ư n g cất, trong đ ó m ột lượng chât dị giữa các n gu yên tổ đâ't hiếm.<br /> 580 BÁCH KHOA THƯ ĐỊA CHÁT<br /> <br /> <br /> <br /> europi. Thí dụ, đ ổ thị của các n guyên tố đất hiếm<br /> Bảng 2. Chỉ số các nguyên tố đất hiếm trong các đá magma.<br /> của basalt sốn g núi giữa đại d ư ơng (MORB) được<br /> z Đ ất hiếm r c Cm C/CM Ko 40PL<br /> th ể hiện trên hình 5 [H.5]. Đ ổ thị basalt sống núi<br /> 57 La 1,26 24,20 0,3670 65,9 0,14 102,0 giữa đại d ư ơng là m ột đ ư ờng cong đi lên, còn<br /> 58 Ce 1,22 53,70 0,9570 56,1 0,14 087,0 nhiều loại basalt khác có đ ổ thị cũng là đ ư ờng cong<br /> 59 Pr 1,22 06,50 0,1370 47,4 — — đi xu ống BCR-1 [H.5]. Các đá basalt sống núi giũa<br /> đại d ư ơng có thiên hư ớng tạo ra các đô' thị hàm<br /> 60 Nd 1,20 28,50 0,7110 40,1 0,08 064,1<br /> lượng các n gu yên tố đât hiếm son g son g với nhau,<br /> 61 Pm — — __ — —<br /> n h u n g khác nhau v ề tống hàm lư ợng các n guyên tố<br /> 62 Sm 1,17 06,70 0 ,2310 29,0 0,08 046,4 đất hiếm .<br /> 63 Eu 1,15 0 1 ,9 5 0 ,0870 22,4 0,32 031,7<br /> 64 Gd 1,14 06,55 0,3060 21,4 0,10 033,9<br /> 65 Tb 1,12 01,08 0,0580 18,6 — —<br /> 66 Dy 1,11 06,39 0,3810 16,8 0,09 026,7<br /> 67 Ho 1,10 01,33 0,0551 15,6 — —<br /> 68 Er 1,08 03,70 0,2490 14,9 0,08 023,8<br /> 69 Tm 1,07 00,51 0,0356 14,3 — —<br /> 70 Yb 1,06 03,48 0,2480 14,0 0,07 022,5<br /> 71 Lu 1,05 00,55 0,0381 14,4 0,08 023,0<br /> r- bán kính ion Ả của các nguyên tổ đất hiểm hóa trị 3<br /> (VVhittaker & M untus, 1970).<br /> C- hàm lượng (ppm ) các nguyên tố đất hiếm trong đá basalt<br /> chuẩn (Taylor & M c Lem an, 1978).<br /> Kcr hệ số phân bố trung bình đối với plagioclas trong các đá<br /> m agm a (H enderson, 1982).<br /> Ckt hàm lượng trung bình (ppm ) trong ch o n drit carbon<br /> (Evensen et al., 1978).<br /> 4 0 PL- C/Cm trong dung thể tàn dư sau khi đã loại 40% 57 61 $5 69<br /> plagioclas khỏi dung thẻ ban đầu. 2<br /> T heo Paul C .R agland, 1989.<br /> Hình 5. Hàm lượng các nguyên tố đất hiếm đã chuẩn hóa<br /> theo chondrit đối với các basalt sống núi giữa đại dương<br /> (MORB),đá basalt chuẩn BCR-1 vả đá mới được tạo ra<br /> (40PI) được tính theo quá trình loại bỏ plagioclas khỏi<br /> dung thẻ có thành phần BCR-1. Đá mới sinh ra có một dị<br /> thường âm nhỏ của europi (theo Paul c . Ragland, 1989).<br /> <br /> <br /> Europi là m ột n guyên tố đư ợc sử d ụn g rằt hữu<br /> hiệu trong việc luận giải quá trình k ết tinh m agm a.<br /> Khi m agm a có trạng thái oxy hóa thấp thì Eu2* xuất<br /> hiện, bởi vì kích thước và đ iện tích của nó cho phép<br /> thay th ế cho Ca2+ trong felspat plagioclas. D o vậy, đổ<br /> thị hàm lư ợng các n gu yên tố đất hiếm thường thể<br /> hiện các dị thư ờng dư ơng (giàu lên tương đổi) hoặc<br /> âm (nghèo đi tương đối) của europi so với n guyên tố<br /> đất hiếm k ề cạnh [H.5]. Dị thường âm của europi là<br /> kết quả của quá trình thành tạo và tách plagioclas<br /> khỏi d un g th ế đang kết tinh. Các đá tích lũy<br /> plagioclas sê có dị thường europi dương. Tương tự<br /> REE như vậy, quá trình n óng chảy cục bộ các đá nguyên<br /> H ình 4. Hàm lư ợ ng các nguyên tố đất hiếm đ ư ợ c chuẩn sinh, trong đ ó plagioclas bị g iữ lại trong vật chât tàn<br /> hóa theo chondrit của các dung thề đư ợ c tạo ra bằng quá<br /> trình nóng chảy cân bằng của pe rid o tit và peridotit chứa<br /> dư, sẽ tạo ra dung thê m agm a có dị thường europi<br /> granat. REEch là tỷ số hàm lư ợ ng của nguyên tố đất hiếm âm. Tóm lại, từ nhữ ng vấn đ ể diễn giải trên v ế các<br /> trong mẫu trên hàm lượng cùa chính nó trong chondrit. F là n guyên tố đất hiếm , có thê thây rằng các đá có hàm<br /> phần dung thể đư ợ c tạo ra do nóng ch ả y cục bộ (Theo Paul lượng các n gu yên tố đât h iếm ít nhiều khác biệt so<br /> c . Hess, 1989).<br /> với trị SỐ hàm lư ợng của chúng trong chondrit theo<br /> Đ ổ thị hàm lư ợ n g của các n gu yên tố đất h iếm những chiểu hư ớng sau đây:<br /> thư ờn g khác biệt nhau đ ôi với các loại đá m agm a 1) Giàu lên hoặc n ghèo đi tất cả các n gu yên tố đât<br /> khác nhau và thư ờn g phát h iện đ ư ợc các d ị thư ờn g hiếm;<br /> ĐỊA HÓA HỌC 581<br /> <br /> <br /> <br /> 2) Giàu hoặc n ghèo kiệt tương đối của các Thủy phân<br /> nguyên tố đ ấ t hiếm nhẹ so với các n guyên tô đất<br /> T hủy phân là p hản ứ n g giừ a các ion cua khoáng<br /> hiếm nặng;<br /> vật và các ion của n ư ớc (O H và H +). Phản ú n g này<br /> 3) Có các dị thường europi d ư ơng hoặc âm. đặc biệt h ừ u h iệu trong quá trình p h o n g hóa các<br /> Mồi biến đổi này (hoặc thậm chí không có biến k hoán g vật silicat và alu m osilicat, bởi v ì b ề m ặt các<br /> đối) được phát hiện trong mỗi loại đá đều là những tinh thê có tích đ iện . T hùy phân trong tự n hiên<br /> thông tin đ áng tin cậy vê' quá trình thành tạo và lịch th ư ờ n g d iễn ra thuặn lợi là n h ờ có C O 2 trong nước<br /> sù tiến hoá của m agm a tạo nên loại đá đó. tạo ra H2CO3. Ví dụ:<br /> 2 NaAlSÌ 3Ơ8 + 2H2CO3 + 9H2O -> 2 Na+ + 4H4S1O4 +<br /> Các đồng vị trong magma AhSÌ205(0H )4+ 2HCƠ3<br /> Tý lệ các đ ổn g vị trong các đá m agm a là những D ạng tổng quát của phản ứ n g thủy phân như sau:<br /> tiêu chuấn đặc trưng cho khu vực n guồn mà từ đó Silicat n g u y ê n sinh + H 2O + C O 2 —> Các ion (Na*,<br /> các m agm a m ẹ sinh ra. Tỷ lệ này không thay đổi Ca2+, M g 2+, K+, H 4S 1O 4 ) + k hoán g vật thứ sinh.<br /> trong quá trình kết tinh m agm a nếu không có sự can<br /> thiệp của các quá trình biến chất hay hỗn nhiễm từ H ò a tan<br /> <br /> ngoài. D o đó, ta có thể biê't được v ề khu vực n guồn H òa tan là quá trình phân ly k hoán g vật thành<br /> cung cấp (bồn chứa) của các đá m agm a và bản chất các ion, các phân tủ và các tập hợp phân tử k eo phân<br /> cùa manti trên, bời vì m agm a được thành tạo trong tán. V ề bản châ't, hòa tan tư ơng tự n h ư th u ỷ phân.<br /> cả hai khu vự c này. Có hai bổn chứa m agm a khác H òa tan tư ơ n g đ a n g là các phản ứ n g k h ô n g tạo ra<br /> nhau trong manti: Manti trên bị n ghèo đi các n guyên pha rắn m ới, còn trong hòa tan k h ôn g tư ơ n g đ an g<br /> tố không tương hợp do sự vắt kiệt vật châ't đ ể cung thì pha rắn m ới đ ư ợc tạo ra. N h iều phàn ứ n g hòa tan<br /> cấp cho quá trình tạo v ỏ lục địa, đây là n guồn của các silicat tron g quá trình p h o n g hóa là các phản ứ n g<br /> hầu hết các basalt sốn g núi giữa đại dương, manti hòa tan k h ôn g tư ơ n g đang.<br /> giàu có thành phẩn giốn g chondrit không bị biến đổi<br /> và mặc nhiên được công nhận là n guồn gốc của các H y
ADSENSE

CÓ THỂ BẠN MUỐN DOWNLOAD


intNumView=29

 

Đồng bộ tài khoản
2=>2