Cấu trúc và các qúa trình hình thành đại dương ( Nhà xuất bản đại học quốc gia hà nội ) - Chương 5 pptx

Sự biến đổi về thành phần hóa học và nhiệt độ của dung dịch được phun lên từ đáy biển với nhiệt độ 350 0 C khi tiếp xúc với nước biển lạnh bao quanh ở tầng đáy đã làm các hạt sunfua k

CHƯƠNG 5

HOạT ĐộNG THủY NHIệT TRONG Vỏ ĐạI DƯƠNG

Sự phát hiện ra các họng phun nước nóng trên đáy đại dương vào những năm 1970 được xem là một trong những sự kiện khoa học thú vị trong lịch sử

nghiên cứu đại dương Đó là khung cảnh ấn tượng của những cột “khói đen”

(hình 5.1) nằm trên đáy biển, nơi mà các giếng nước nóng có nhiệt độ từ 350oC hoặc lớn hơn phun lên thành những làn “khói” dày đặc, có màu đen do chứa các hạt mịn sunfua kim loại ở nhiệt độ thấp hơn (30 - 330oC), những làn khói này chuyển sang màu trắng do sự có mặt của các hạt bari sunfat và được gọi cột

“khói trắng” ít gây chú ý hơn, nhưng có ý nghĩa không kém phần quan trọng là

sự hiện diện của những mạch phun trào nước ấm với nhiệt độ dao động từ

10-20oC trên nền nhiệt độ nước vùng đáy biển bao quanh 2-3 oC Sự phát triển của các mạch phun trào nước nóng đã tạo ra một hệ thống sinh thái khác thường (hình 5.2), trong đó nguồn năng suất nguyên sinh làm cơ sở hình thành lưới thức

ăn địa phương trong môi trường này không phụ thuộc vào quang hợp mà phụ thuộc vào hoạt động của các vi khuẩn có khả năng tổng hợp hóa học nhờ hấp thụ năng lượng bằng qúa trình ỹôy hóa các hợp chất sunfua từ giếng phun

Sau khi vỏ đại dương vừa hình thành từ qúa trình phun trào và còn nóng chảy, nước biển có thể xâm nhập và lưu thông tuần hoàn qua các tầng đá phun trào và tạo ra qúa trình thủy nhiệt Hiện tượng này không thể coi là bình thường bởi gần một phần ba đáy biển và đại dương trên thế giới đều xuất hiện hệ thống hoạt động thủy nhiệt nước biển Với tốc độ lưu thông trung bình của mỗi giọt nước trong 1,4 tỉ km3 nước biển qua vỏ đại dương là vài triệu năm thì đủ thời gian để xảy ra sự trao đổi nguyên tố hóa học giữa nước biển và bazan nóng chảy trên quy mô lớn Có thể nói vỏ đại dương là môi trường đệm chứa các thành phần hóa học của đại dương và là nguồn duy nhất cung cấp một số nguyên tố hóa học có trong thành phần nước biển Sự hình thành các tích tụ sunfua kim loại do hoạt động phun trào của dung dịch thủy nhiệt trong lòng đại dương là một trong những cơ chế sinh quặng chính của Trái đất Những mỏ quặng sunfít nằm trong phức hệ ophiolit được tìm thấy trên đảo Síp và Newfoundland (một

đảo biển ngoài khơi phía đông nam Canada) là kiểu quặng phát triển theo cơ chế này

Hình 5.1: Hình ảnh một cột “khói đen” xuất hiện trong vùng đới trục khu

vực sống núi đông Thái Bình Dương Sự biến đổi về thành phần hóa học

và nhiệt độ của dung dịch được phun lên từ đáy biển với nhiệt độ 350 0 C

khi tiếp xúc với nước biển lạnh bao quanh ở tầng đáy đã làm các hạt

sunfua kim loại bị kết tủa nhanh chóng và rơi xuống chồng chất quanh

miệng phun trào tạo thành ống khói với sự thoát ra liên tục của một làn

“khói đen” dày đặc Đường kính họng thoát khoảng 20cm

Trước khi phát hiện ra những họng phun trào nhiệt dịch đầu tiên trên đáy

đại dương, các nhà nghiên cứu đã từng nghĩ đến sự có mặt của chu trình thủy nhiệt trong lớp vỏ đại dương tại vùng trục sống núi từ nhiều năm trước khi họ tìm thấy một hệ thống hoạt động tương tự tại các vùng núi lửa trên đất liền vào giữa những năm 1960 Trên thực tế, các vùng trục sống núi đã được công nhận

là một trong những đới hoạt động núi lửa trên trái đất nên khả năng xuất hiện các hoạt động nhiệt dịch trong lớp vỏ nằm bên dưới là rất tự nhiên Những bằng chứng cụ thể cho kết qủa suy luận này là đã được tìm thấy ở Iceland (hình 5.3), nơi có sự hoạt động thực sự của các mạch nước nóng và họng phun trào nhiệt dịch ở hai bên dải sống núi giữa Đại Tây Dương (hình 4.22) Cùng khoảng thời gian này, kết quả phân tích hóa học các mẫu trầm tích đáy biển cũng cho thấy

sự tăng dần của hàm lượng sắt, mangan và một số kim loại khác (như Ag, Cr,

Pb, Zn) trong trầm tích về phía trục sống núi (hình 5.4) Như vậy, rõ ràng là

nguồn cung cấp các nguyên tố kim loại này phải được hình thành ngay trên đáy biển và chính các hoạt động của dòng thủy nhiệt nóng là nguồn gốc sinh ra chúng

Hình 5.2: Hình ảnh những sinh vật hình ống là cư dân chính của hệ sinh

thái đặc trưng cho khu vực bao quanh các họng phun trào nhiệt dịch

Đây là những sinh vật có màu đỏ sống trong lớp vỏ bao bọc hình ống

bằng chất chitin với chiều dài có thể tới vài mét Loài sinh vật này không

có dạ dày, những có thể hấp thụ dinh dưỡng trực tiếp từ nước biển Loài

giáp xác nhỏ quan sát thấy trong ảnh không có mắt bởi hố mắt của

chúng đã bị biến đổi thích ứng với môi trường thành càng nạo để đào

bới các vi sinh vật bám phủ trên thân của sinh vật ống làm thức ăn

Kết quả phân tích các mẫu đất đá bazan vùng trục sống núi đã cho thêm những bằng chứng khác Đó là các dấu vết biến đổi, biến chất của đất đá liên quan đến qúa trình tương tác với nước biển nóng trong nhiều mẫu Ngoài ra, các nghiên cứu về phức hệ ophiolit có chứa quặng đã cho thấy sự xâm nhập sâu của một khối nước biển lớn vào vỏ đại dương tới hơn 5km và lưu thông tuần hoàn trong đó với nhiệt độ cao

Hình 5.3: Hoạt động của một mạch phun trào nhiệt dịch ở Iceland Nước

nóng và hơi nước được phun lên dữ dội và gần như liên tục từ các miệng thoát nhỏ

Hình 5.4: Bản đồ (được thành lập vào những năm 1960) biểu diễn tỉ lệ

hàm lượng tương quan giữa các nguyên tố Al, Fe và Mn so với Al trong tầng trầm tích mặt trên đáy đại dương Tỉ lệ này giảm dần theo khoảng cách xa dần trục sống núi vì Al là hợp phần chính của các khoáng vật sét, đó là một trong những khoáng vật có mặt trong trầm tích biển sâu

và nguồn cung cấp Al chủ yếu cho đại dương chính là các qúa trình phong hóa trên lục địa Trái lại, Fe và Mn là hai nguyên tố được hình

thành tại chỗ trên đáy đại dương từ các qúa trình hoạt động thủy nhiệt

gần trục sống núi

5.1 BảN CHấT CủA qúa trình thủy nhiệt

Các hệ thống thủy nhiệt có hai đặc trưng cơ bản: thứ nhất, chúng thường xuất hiện tại các khu vực có gradien địa nhiệt cao do tầng đá nóng chảy nằm gần sát bề mặt đáy đại dương và có một “hệ thống mạng lưới” khe nứt trong lớp vỏ cho phép nước biển lạnh có thể thẩm thấu xuống các tầng đá bên dưới và rồi sau

đó dâng trồi ngược trở lại bề mặt đáy dưới dạng nước nóng Thứ hai, qúa trình xâm nhập của nước biển qua lỗ hổng, khe hở và các vết rạn nứt trong lớp vỏ bằng con đường thẩm thấu thường diễn ra trên diện rộng trong khi qúa trình dâng trồi ngược lại chỉ tập trung qua một số kênh thoát hữu hạn khiến qúa trình phun trào diễn ra mạnh mẽ (hình 5.5)

Hình 5.5: Sơ đồ mặt cắt qua một vùng trục tách dãn thường minh họa

hoạt động đối lưu của các dòng thủy nhiệt trong lớp vỏ đại dương

Hướng các mũi tên cho thấy qúa trình thẩm thấu và xâm nhập của nước

biển lan tỏa trên diện rộng trong khi qúa trình trục xuất nó ra khỏi lớp vỏ

chỉ giới hạn trong hệ thống chùm tia mạch lan tỏa hẹp Hoạt động của

qúa trình này dẫn đến sự hình thành của các mỏ khoáng vật trên bề mặt

và trong lớp vỏ biểu hiện qua sự tập trung cao của các trầm tích giàu

kim loại tại vùng trục sống núi như trên hình 5.4 Khái niệm “quặng xâm

tán” sẽ được giải thích trong mục 5.3.1

Sự khác nhau chính giữa hệ thống thủy nhiệt xảy ra trong đại dương và trên lục địa là ở chỗ nó phải chịu áp lực thủy tĩnh cao khi diễn ra trong vỏ dại dương

do sức nặng của tầng nước biển dầy hàng nghìn mét đè lên, trong khi trên lục

địa nó chỉ phải chịu áp suất khí quyển Trên quy mô toàn cầu, hoạt động của các dòng thủy nhiệt trong đại dương quan trọng hơn nhiều so với hoạt động thủy nhiệt trên lục địa vì hai lý do Thứ nhất nó xuất hiện dọc theo toàn bộ chiều dài của hệ thống trục sống núi đại dương và phát triển rộng ra hai bên sườn, hoạt

động của nó gần như không ngừng nghỉ vì sự sinh thành của vỏ đại dương mới diễn ra gần như liên tục trong suốt lịch sử địa chất Thứ hai, nhiệt độ của các dòng thủy nhiệt và tốc độ phun trào của nó cao hơn nhiều so với hệ thống thủy nhiệt xảy ra trên lục địa

5.1.1 Dòng nhiệt, qúa trình đối lưu và thẩm thấu

Ranh giới dưới của lớp vỏ đại dương có nhiệt độ cao hơn ranh giới trên, do sự tiếp xúc với nước biển và trầm tích ướt nên bề mặt ranh giới trên chỉ khoảng vài

độ trên OoC Sự chênh lệch nhiệt độ này đặc biệt rõ nét ở những vùng gần trục sống núi đang hoạt động, nơi có sự xuất hiện của các lò macma nóng (thường trên 900oC, trừ khi bị kết tinh hoàn toàn) nằm bên dưới, nhưng không có sự che phủ của tầng trầm tích mặt hoặc rất ít

Nhiệt độ thoát ra từ phần vỏ nóng sẽ phải lan tới phần vỏ lạnh và qúa trình này diễn ra theo hai phương thức: truyền dẫn do qúa trình khuếch tán nhiệt lên trên hoặc đối lưu theo qúa trình chuyển động của khối nước tức là qua chu trình thủy nhiệt Vậy theo phương thức nào sẽ quan trọng hơn?

Sự chênh lệch nhiệt độ giữa bề mặt trên và bề mặt dưới của lớp vỏ sẽ giảm dần theo sự nguội lạnh của lớp thạch quyển khi xa rời trục sống núi hoạt động Như bạn đã biết, qúa trình co xẹp của thạch quyển do mất nhiệt đã dẫn tới mối tương giữa tuổi- độ sâu của đáy biển theo hàm số mũ (hình 2.13) Nếu xét về lý thuyết, một mối tương quan tương tự giữa tuổi và tốc độ mất nhiệt của vỏ đại dương cũng có thể được xây dựng nếu giả thiết sự mất nhiệt chủ yếu là do truyền dẫn, tức là qúa trình khuyếch tán nhiệt qua lớp vỏ cứng

Hình 5.6: Đồ thị biểu diễn mối tương quan giữa dòng nhiệt (tốc độ mất

nhiệt trên đơn vị diện tích bề mặt đáy) và tuổi của lớp vỏ đáy đại dương

trên thế giới theo lý thuyết và đo đạc thực tế Các chấm nhỏ tại tâm điểm

giao nhau hình dấu cộng là các giá trị dòng nhiệt trung bình trong khu

vực theo tỉ lệ khoảng cách tuổi trên trục hoành Chiều cao của các thanh

đứng biểu diễn độ lệch chuẩn so với các kết qủa đo đạc trung bình trên

thực tế Đường cong đứt đoạn thể hiện hàm suy giảm dòng nhiệt theo

mức độ xa dần trục sống núi theo lý thuyết với giả thiết qúa trình mất

nhiệt chủ yếu là do truyền dẫn Vùng màu đen thể hiện lượng nhiệt bị

mất do các qúa trình khác mà không thể đo được bằng thiết bị

Kết qủa đo đạc dòng nhiệt truyền dẫn (tốc độ mất nhiệt trên một đơn vị diện tích bề mặt) được thực hiện bằng cách đưa các dụng cụ đo nhiệt cảm ứng vào trong tầng trầm tích nằm che phủ trên tầng đá xâm nhập phun trào Hình 5.6 biểu diễn các biến thiên của dòng nhiệt truyền dẫn trên đáy đại dương theo kết qủa tính toán lý thuyết và đo đạc trực tiếp

Câu hỏi 5.1 (a) Theo kết qủa tính toán lý thuyết, tại các vùng sống núi có một

dị thường nhiệt truyền dẫn lớn Vậy, những kết qủa đo đạc có xác nhận điều này không?

(b) Vùng màu đen trên hình 5.6 có ý nghĩa như thế nào?

(c) Đồ thị đường cong trên hình 5.6 có gì giống với đồ thị đường cong trên hình 2.13?

(d) Hình 5.6 có ý nghĩa như thế nào đối với nhận định ở đầu chương rằng khoảng một phần ba đáy đại dương có hệ thống thuỷ nhiệt hoạt động bên dưới?

Nhận định về “lượng nhiệt thất thoát bằng phương thức khác” qua câu hỏi 5.1 đã cung cấp cho các nhà khoa học biển bằng chứng nhất quán về sự có mặt của chu trình thủy nhiệt trong lớp vỏ đại dương trên quy mô lớn, khi mà nó vẫn còn nằm trong sự phỏng đoán kéo dài tới tận đầu những năm 1970 Có hai điều kiện quan trọng nhất để qúa trình truyền nhiệt đối lưu xảy ra là gradien địa nhiệt phải đủ lớn để thắng được các lực cản tự nhiên trong chuyển động của chất lỏng và bên trong lớp vỏ phải có sự phát triển của các khe nứt để nước biển có khả năng lưu thông trong đó- hay nói cách khác, các loại đá trong cấu trúc lớp vỏ phải có tính chất thẩm thấu

Những yếu tố nào đã giúp cho vỏ đại dương có tính thẩm thấu để nước biển

có thể lưu thông trong nó?

Dĩ nhiên, đó chính là những đứt gãy lớn và khe nứt, nhưng cũng có thể là các vết rạn nứt xuất hiện trong đá, chẳng hạn như các thớ chẻ trong dung nham lava dạng gối hay những khoảng trống giữa các gối dung nham và các “mảnh vụn” trong tầng địa chấn 2A và những khe nứt nằm bên trong và giữa các vách dung nham dạng dyke

Độ thẩm thấu của lớp vỏ nằm gần các trục tách dãn hoạt động thường là lớn nhất do qúa trình nguội lạnh của các đá phun trào nóng chảy trong lớp vỏ đã sinh ra nhiều khe nứt mới Các khe nứt này sẽ dần bị lấp đầy bởi sự kết tủa của các khoáng vật từ dung dịch đang lưu thông trong lớp vỏ khi lớp thạch quyển mới bị đẩy ra xa trục tách dãn, đồng thời là sự xuất hiện của các qúa trình lắng dọng trầm tích trên bề mặt khiến lớp vỏ ngày càng dầy hơn và theo đó, độ thẩm thấu của nó cũng vì thế mà bị giảm dần

5.2 Những BIếN ĐổI HóA HọC trong qúa trình THủY NHIệT

Để có thể tìm hiểu rõ qúa trình hoạt động của dòng đối lưu nước biển trong

vỏ đại dương, nhiều thực nghiệm mô phỏng theo qúa trình này đã được thực hiện trong phòng thí nghiệm với các điều kiện môi trường gần tương tự Trước hết, người ta cho nước biển lưu thông tuần hoàn qua các tầng đá bazan bị nghiền nát trong những khoảng thời gian khác nhau tại điều kiện áp suất thích hợp và nhiệt độ đã được nâng cao, có kèm theo sự thay đổi tỉ lệ nước:đá và sau đó quan sát Kết qủa cho thấy đã có những sự thay đổi mạnh mẽ dễ nhận thấy và các phản ứng hóa học xảy ra rất nhanh so với thang bậc thời gian địa chất Chẳng hạn, chỉ trong quãng thời gian thời gian từ vài tuần đến vài tháng, toàn bộ manhê và sunfat trong nước biển đều bị chuyển sang thành phần của đá trong khi một lượng lớn kali, canxi và silic có trong đá lại bị nước biển phân lọc ra Như vậy, rõ ràng các hoạt động thủy nhiệt có thời đã bị lãng quên lại chính

là tác nhân quan trọng dẫn đến qúa trình cân bằng hóa học trong đại dương suốt thời kỳ lịch sử Trái đất Sau này, nhiều mô hình thí nghiệm vẫn tiếp tục được thực hiện nhằm định lượng chính xác hơn những biến đổi đã xảy ra vì nhiều hợp phần của hệ thống tự nhiên không thể dễ dàng có thể thu mẫu

5.2.1 Sự biến đổi của đất đá

Ghi chú: Trong phần này, bạn đọc không nhất thiết phải ghi nhớ những

định nghĩa về các loại đá và tên khoáng vật được đề cập đến Nếu người nào đã

có những hiểu biết ít nhiều về thạch học và khoáng vật thì chỉ cần đọc hiểu các mục 1,2,3 rồi thực hành theo các chỉ dẫn sau đó :

1 Các loại đá có thành phần bazan sẽ kết tinh hoàn toàn khi môi trường nhiệt độ xấp xỉ 9000C, có nghĩa là qúa trình đông cứng của nó sẽ xảy ra trong khoảng nhiệt độ đó và nhiệt độ kết tinh chính xác phụ thuộc vào áp suất môi trường, độ ngậm nước của đá Mỗi loại đá được cấu thành bởi một tổ hợp khoáng vật đặc trưng (có thể bao gồm một vài mảnh vụn thủy tinh núi lửa nếu đó là các dung nham lava dạng gối) không bền vững về mặt hóa học trong môi trường nước biển Do đó, khi tiếp xúc với nước biển lạnh, thành phần hóa học của đá có thể bị biến đổi và khi gặp nước biển nóng, những biến đổi này càng trở nên mạnh mẽ hơn

2 Trong điều kiện môi trường nước biển lạnh, các loại đá bazan đều chịu tác

động của qúa trình phong hóa xảy ra trên đáy biển với cơ chế tương tự như

trên đất liền, nhưng bản thân các loại đá sẽ bị biến đổi hoàn toàn sang kiểu khác (biến chất) khi tiếp xúc với dòng biển nóng trong chu trình thủy nhiệt

3 Qúa trình biến chất đá do hoạt động thủy nhiệt thường xảy ra trong môi trường nhiệt độ và áp suất mà tại đó các đá bị biến chất thành đá phiến lục

Đây là loại đá có chứa tổ hợp khoáng vật hoàn toàn khác so với các đá banzan nguyên sinh chưa bị biến đổi ở điều kiện nhiệt độ và áp suất cao hơn, bazan trong các phần sâu của tầng địa chấn 2 và gabro trong các phần trên của tầng

địa chấn 3 sẽ bị biến đổi thành amphibolit Nói chung, qúa trình biến chất

không làm thay đổi nhiều diện mạo bên ngoài của các loại đá bazan Quan sát các mẫu đá trên hình 4.2(b) - (e), bạn sẽ thấy chúng rất giống đá tươi, nhưng lại không phải là đá tươi mà là đá tươi đã bị biến đổi bởi qúa trình biến chất và phong hóa trên đáy biển

Để hiểu được những biến đổi của đá do tác động của những quá trình này

gây ra, chúng ta hãy xem xét về sự biến đổi thành phần khoáng vật của nó

Phần tóm tắt dưới đây sẽ cho bạn biết về những biến đổi thành phần khoáng vật chính có thể xảy ra đối với các loại đá banzan trên đáy biển

(i) Tổ hợp khoáng vật chính thành tạo nên các loại đá bazan (như dung nham lava dạng gối, dạng dyke trong tầng địa chấn 2 hay gabro trong tầng địa chấn 3, (hình 4.2)), khi chưa bị biến đổi và còn tươi là:

fenpat plagiocla giàu canxi, Ca Al2 Si2 O8 (khoảng 50 - 70 %);

pyroxen, Ca(Mg,Fe)Si2O6 ( kh 30 - 40 %);

olivin, (Mg,Fe)2SiO4 (kh 0 - 10 %);

và thủy tinh bazan (có thể chiếm tới 70% trong dung nham lava dạng gối) (ii) Trong cấu tạo lớp vỏ đáy đại dương, các dung nham lava dạng gối nằm ở phân lớp trên cùng của tầng địa chấn 2 do vậy chúng có nhiều cơ hội tiếp xúc với nước biển tầng đáy trong khoảng nhiệt độ từ 2 - 30C hoặc thấp hơn Các phản ứng hóa học giữa dung nham và nước biển nói chung đều do tác động của qúa trình phong hóa đáy biển và chúng diễn ra tương tự như những phản ứng xảy ra trên đất liền, tức là cũng có sự biến đổi fenpat và thủy tinh dung nham thành khoáng vật sét (là các hợp chất alumosilicat ngậm nước) và có sự hình thành của lớp vỏ hay còn gọi là mũ sắt do qúa trình ỹôy hóa sắt và kết tủa oxit mangan Qúa trình phong hóa này có thể xảy ra ở bất kỳ khu vực nào trên đáy biển nếu

có sự xuất lộ của các tầng đá bazan trên bề mặt đáy

(iii) Một nhóm các khoáng vật alumosilicat khác có tên gọi chung là zeolit có thể được thành tạo trên đáy biển do qúa trình phong hóa đơn thuần hoặc do các phản ứng thủy nhiệt khi nhiệt độ tăng cao tới 100-2000C

(iv) Trong khoảng điều kiện nhiệt độ đặc trưng cho phần lớn các hệ thống thủy nhiệt trong đại dương là từ 200-4000C, một tổ hợp khoáng vật hoàn toàn mới sẽ được hình thành, chúng có thể bao gồm những tập hợp khoáng vật khác nhau trong số những khoáng vật sau :

plagiocla giàu natri (albit), NaAlSi3O8;

clorit (một khoáng vật giống như mica nhưng có màu xanh đậm), (Mg,Fe,Al)3(Si,Al)2O5(OH)4;

thạch anh, SiO2;

epidot, Ca2(Al,Fe)3Si3O12(OH);

actinolit, Ca2(Al,Fe)5Si8O22(OH)2;

Một khi tổ hợp khoáng vật này đã được hình thành và ổn định, đá sẽ chuyển sang dạng phiến lục - là loại đá biến chất khá phổ biến trong vỏ đại dương Tỉ lệ các hợp phần khoáng vật trong loại đá này có sự biến đổi lớn giữa nơi này với nơi khác do chúng bị chi phối bởi một số yếu tố khu vực như sự biến đổi của gradien

địa nhiệt, thời gian kéo dài của qúa trình phong hóa và thể tích tiếp xúc giữa nước và đá Tuy nhiên khoảng điều kiện nhiệt độ hình thành của tất cả các tổ hợp khoáng vật khác nhau của đá phiến lục đều giống nhau, tức là từ 200-4000C

và chung điều kiện áp suất dưới áp vài trăm atmotphe

(v) Đôi khi nước biển có thể xâm nhập khá sâu vào dưới lớp vỏ đại dương, nơi

có nhiệt độ và áp suất rất lớn làm biến đổi các đá phun trào có thành phần bazan (các đá nằm ở phần dưới của các dung nham dyke thuộc tầng địa chấn 2C, phần trên của gabro trong tầng địa chấn 3) thành loại đá mới có chứa thành phần khoáng vật hocblen - (Na,Ca)2(Mg,Fe,Al)5(Si,Al)8O22(OH)2 Loại đá này

được gọi là amphibolit

(vi) Cuối cùng, là sự hình thành của các khối xâm nhập secpentinit do qúa trình xâm nhập sâu của nước biển xuống đến tầng địa chấn 4 qua khe nứt của các đứt gãy biến dạng và những đứt gãy sâu khác, sau đó gây ra phản ứng thủy phân olivin – là một hợp phần chính của peredotit - thành secpentin - Mg3Si2O5(OH)4 Đây là loại đá có khả năng biến dạng dẻo trong điều kiện nhiệt

độ thường Với tỉ trọng nhỏ hơn các đá thuộc tầng địa chấn 2 và 3 nằm trên, secpentinit thường dễ bị nén ép dâng trồi dọc theo các đứt gãy xuất hiện trong lớp vỏ đại dương

Ghi chú: Bạn đọc có ít kiến thức về thạch học và khoáng vật nên theo dõi

3 Trong qúa trình phân tích, tổng hàm lượng của các nguyên tố hiếm khi đạt 100% vì mỗi một hợp phần được thực hiện bởi một phép phân tích riêng biệt và mỗi phép phân tích chỉ mang tính tương đối

4 Mỗi một loại đá là một hệ thống tự nhiên có tính chất biến thiên sẵn có, do vậy hiếm khi tìm thấy hai loại bazan hay phiến lục nào có sự giống nhau hoàn toàn cả về thành phần khoáng vật và thành phần hóa học Cho nên, các hợp phần chính trong những mẫu khác nhau của cùng một lọai đá sẽ có

sự chênh lệch từ vài chục phần trăm tới vài phần trăm tuỳ theo hàm lượng tương quan của chúng trong

đá Những hợp phần nhỏ (nguyên tố vết) có độ biến thiên lớn tới vài trăm p.p.m

Nếu quan sát phương thức biến đổi của các khoáng vật trong đá, chúng ta có thể hiểu được những phản ứng trao đổi hóa học giữa đá và nước biển diễn ra như thế nào Tuy nhiên, cách quan sát tốt nhất là tiến hành phân tích hóa học toàn

bộ các mẫu khối đại diện (bảng 5.1)

Các đá bazan hình thành từ qúa trình kết tinh macma đơn thuần thường có thành phần khác nhau không nhiều Nhưng với các loại đá phiến lục và các đá bazan biến chất khác thì thành phần hóa học của chúng có sự khác nhau lớn vì chúng được hình thành bởi các phản ứng hóa học với những khối nước biển khác nhau, nhiệt độ khác nhau, thời gian khác nhau Bảng 5.1 cho thấy thành phần hóa học trung bình của các loại đá bazan biến chất khác nhau và đá phiến lục qua phương pháp phân tích hóa học

Câu hỏi 5.2 (a) Hãy xem kết qủa phân tích trên bảng 5.1 và cố gắng xác định (i) hợp phần nào có biểu hiện rõ là từ nước biển xâm nhập vào bazan và (ii) hợp phần nào là từ bazan xâm nhập vào nước biển trong qúa trình hoạt động của dòng thủy nhiệt?

(b) Làm cách nào mà các đá biến chất phiến lục và amphibolit thành tạo trong lớp vỏ đại dương do các phản ứng hóa học gây ra bởi dòng nước biển nóng

có thể lộ ra trên bề mặt đáy biển?

5.2.2 Những thay đổi xảy ra trong nước biển

Những phát hiện về vai trò quan trọng của hệ thống hoạt động thủy nhiệt vào những năm 1970 đã có tác động to lớn tới các giả thiết về phương thức di chuyển của các nguyên tố hóa học trong đại dương Đó chính là các phản ứng thủy nhiệt xảy ra trong nước biển, bằng việc so sánh thành phần của nước biển thường với dung dịch thủy nhiệt, chúng ta có thể theo dõi được những thay đổi này (bảng 5.2)

Bảng 5.2: (a) Các nguyên tố hòa tan chiếm thành phần chủ yếu trong nước biển

Nguyên tố Nồng độ (ppm) Thành phần hoà tan chính

Bảng 5.2: (b) Thành phần hóa học của một dung dịch thủy nhiệt đặc

trưng có nhiệt độ 350 0 C, được lấy tại vùng khối nâng đông Thái Bình

Dương tại 21 0 bắc và nước biển thường Đơn vị hàm lượng được tính

bằng phần triệu Độ pH của dung dịch này là 4,0, trong khi pH của nước

biển đo được xấp xỉ 8

ít, chỉ khoảng vài phần trăm và tỉ lệ tương quan giữa chúng gần như không đổi

Kết qủa bảng 5.1 cũng cho thấy rằng natri có thể vừa xâm nhập vào đá vừa

di chuyển ra khỏi đá trong qúa trình hoạt động thủy nhiệt Theo các nghiên cứu

thực nghiệm, natri bị lấy ra khỏi đá khi tỉ số tổng khối lượng nước đi qua một

đơn vị khối lượng đá (tức là tỷ số nước : đá) lớn hơn 10 và đi vào đá khi tỉ số này nhỏ hơn 10

Hàm lượng kali trong một số dung dịch thủy nhiệt có thể cao hơn nhiều so

với nước biển, nhưng chỉ khi nhiệt độ dung dịch vượt qúa 1500C Trong điều kiện nhiệt độ thấp hơn, dưới tác động của quá trình phong hóa trên đáy biển kali trong nước biển có thể bị đá hấp thụ

Hàm lượng silic trong dung dịch thủy nhiệt cũng có thể cao hơn nhiều so với

trong nước biển và đạt bão hòa khi hệ thống dung dịch có nhiệt độ và áp suất như ở bên trong lớp vỏ Trong qúa trình dung dịch nhiệt dịch dâng trồi lên đáy biển và nhiệt độ, áp suất của nó bị suy giảm đáng kể thì qúa trình kết tủa silic (SiO2) thành thạch anh thường xảy ra Ngoài ra, một số hợp chất sunfat sẽ bị

khử thành sunfit (H2S, bảng 5.2 (b)), những phần sunfat còn lại kết tủa cùng canxi thành khoáng vật anhydrit (CaSO4) Các sunfit mới hình thành tiếp tục kết hợp với sắt và nhiều kim loại khác thành sunfua kim loại không hòa tan Một phần những sunfua kim loại không hòa tan sẽ rơi xuống và tích tụ quanh miệng lỗ phun trào và “xây” thành ống khói, phần còn lại kết tủa thành những hạt vật chất lơ lửng trong mạch dung dịch phun lên tạo thành “cột khói” (hình 5.1) Tuy nhiên, gần đây người ta đã phát hiện ra rằng, các kết tủa sunfit còn xuất hiện trong phần trên của lớp vỏ nơi dung dịch nhiệt dịch có sự tiếp xúc với nước biển tầng đáy hình thành nên các mạch phun nước ấm (xem mục 5.3.1) Trong thành phần các nguyên tố hóa học có mặt trong dung dịch thủy nhiệt

thể hiện trên bảng 5.2(b) hoàn toàn không có manhê vì nó đã bị tách ra khỏi

nước biển và xâm nhập vào thành phần của đá (xem câu hỏi 5.2(a)) tạo ra các khoáng vật biến chất giàu manhê như mô tả ở mục 5.2.1 Trái lại, sắt và mangan đều có khả năng hòa tan trong môi trường khử của dung dịch thủy nhiệt nên đó là lý do chúng có mặt với hàm lượng cao Tuy nhiên vì các ion sắt

Fe2+ và Mg2+ có cùng kích thước, điện tích và vị trí trong mạng cấu trúc tinh thể nên sắt Fe2+có thể theo manhê Mg2+ đi vào thành phần của các khoáng vật biến chất thủy nhiệt nhiều hơn vào dung dịch Vì vậy, trong một vài trường hợp thành phần các loại đá có thể trở nên giàu sắt (bảng 5.1) Điều này giải thích tại sao tỉ số sắt:mangan trong bazan và trong tầng trầm tích sống núi đại dương dao

động trong khoảng 50 đến 100, nhưng trong dung dịch thủy nhiệt chỉ bằng 3 (so sánh các bảng 5.1 và 5.2(b)) Nói chung hàm lượng mangan đi vào dung dịch thủy nhiệt nhiều hơn sắt Dưới điều kiện oxit hóa trong môi trường phong hóa

đáy đại dương, cả sắt và mangan đều không hòa tan và bị giữ lại trong các hợp chất hydro oxit tàn dư (dạng gỉ sắt) phủ trên bề mặt lớp vỏ đại dương

Hàm lượng clo trong dung dịch thủy nhiệt không đáng kể so với trong nước

biển Điều này hoàn toàn phù hợp với kết quả thực nghiệm, nhưng còn ít các thông tin về sự di chuyển của clorua và cơ chế suy giảm của chúng trong quá trình hoạt động thủy nhiệt

5.3 Cột “KHóI ĐEN” - khả năng Dự báo các vấn đề liên quan Một trong những thành công đáng chú ý trong lịch sử nghiên cứu các dòng thủy nhiệt đại dương là khả năng dự đoán trước về nhiệt độ và thành phần gần

đúng của các dung dịch nhiệt dịch phun trào (bảng 5.2(b)) sẽ xảy ra sau đó hai năm

Những dòng thủy nhiệt phun trào trong đại dương được phát hiện lần đầu tiên vào năm 1977, tại độ sâu 2500m nước trong vùng trục tách dãn Galapagos thuộc vùng xích đạo đông, kinh tuyến 86o tây Đây đều là các mạch nước ấm có nhiệt độ không cao, chỉ khoảng từ 6-20oC, nhưng vẫn cao hơn nhiệt độ vùng nước

đáy đại dương bao quanh (20C) Kết qủa phân tích và so sánh thành phần của dung dịch phun trào với giá trị thực nghiệm, cho phép dự đoán nhiệt độ của các dòng thủy nhiệt ấm bị giảm xuống là do chúng đã bị pha trộn với nước biển lạnh trong tầng đá bão hòa nước nằm phía trên tầng địa chấn 2A

Các thí nghiệm thực nghiệm đã chứng minh manhê bị di chuyển ra khỏi nước biển là do các phản ứng hóa học xảy ra giữa nước biển có nhiệt độ cao với

đá; vì vậy, bất kỳ lượng manhê nào được tìm thấy trong các dòng nhiệt dịch ấm

đều là sản phẩm của qúa trình hoà trộn giữa dung dịch thủy nhiệt nguyên sinh (có nhiệt độ cao và không chứa Mg) với nước biển Theo mô hình này, hàm lượng manhê Mg2+ trong các mẫu dung dịch thủy nhiệt nhiệt độ thấp có sự tương quan nghịch với nhiệt độ, nếu dùng phương pháp ngoại suy cho lượng Mg2+ giảm xuống bằng không thì điểm giao cắt với trục nhiệt độ sẽ là 350oC, tức là nhiệt độ của dung dịch thủy nhiệt ban đầu khi chưa hoà trộn với nước biển sẽ phải tương

đương như thế áp dụng tương tự đối với các hợp phần khác cũng có thể cho phép chúng ta dự đoán trước thành phần của các dung dịch nhiệt độ cao Các thí nghiệm được thực hiện sau đó chủ yếu tập trung vào việc xác định những khu vực có khả năng xuất hiện hoạt động phun trào nhiệt dịch nhiệt độ cao không có

sự pha loãng với nước biển

Thành công đầu tiên là việc phát hiện ra những cột “khói đen” bên dưới tầng nước dày 2500m trên vùng sống núi thuộc khối nâng đông TBD tại vĩ tuyến 21o bắc vào năm 1979 Đó là những cột khói được hình thành bởi dòng nhiệt dịch có nhiệt độ 350oC phun lên từ đáy biển với độ cao tới vài mét/ giây qua một miệng ống cao tới 10m cấu thành chủ yếu bởi các sunfua sắt, đồng và kẽm Những sunfua này là các kết tủa từ dung dịch khi dung dịch thuỷ nhiệt hòa trộn với nước biển bao quanh Tuy nhiên, phần lớn các kết tủa là những hạt sunfua rất mịn và nhờ vậy chúng tạo ra độ đen đặc của “cột khói” (hình 5.1) Kết qủa phân tích hóa học đã xác nhận thành phần đặc trưng của dung dịch thủy nhiệt tại các mạch phun trào ấm ở Galapagos qua dự đoán là chính xác (bảng 5.2(b))

5.3.1 Cột “khói đen”, cột “khói trắng” và dòng thủy nhiệt ấm

Tại vùng trục sống núi, người ta đã phân loại được hai kiểu dòng thủy nhiệt khác nhau Đó là dòng thủy nhiệt phun trào có nhiệt độ cao, từ 3500C trở lên, dấu hiện nhận biết là sự hình thành của các cột “khói đen” trên đáy biển với cấu tạo ống khói là các hạt khoáng vật kết tủa bao quanh miệng phun trào (hình 5.1) Loại thứ hai là kiểu dòng nước ấm với nhiệt độ phun trào phổ biến không qúa 20oC và rất ít khi vượt qúa giới hạn nhiệt độ này

Trên thực tế, giữa hai kiểu dòng thủy nhiệt trên còn tồn tại kiểu dòng thủy nhiệt trung gian có tên gọi là “khói trắng” Nhiệt độ phun trào của kiểu dòng trung gian có sự dao động khá lớn từ 30-330oC và biểu hiện của dòng phun trào

là có màu trắng do sự hình thành của các hạt kết tủa màu trắng, chủ yếu là sunfat bari (BaSO4) và một ít các sunfua sắt (FeS và FeS2) và silic (SiO2)

Hình 5.7 biểu diễn khả năng liên quan giữa ba kiểu dòng thủy nhiệt: “khói

đen”, “khói trắng”, dòng nước ấm và sự tiến triển của chúng theo thời gian Rất

có thể, qúa trình chuyển hóa từ dòng thủy nhiệt ấm thành dòng “khói đen” và

“khói trắng” xảy ra bất kỳ lúc nào trong mọi giai đoạn phát triển của trường hoạt động thủy nhiệt Đơn giản là do sự kết tủa của các khoáng vật đã ngăn cản tính thẩm thấu của tầng đất đá bao quanh đới hoạt động thủy nhiệt dẫn tới sự cô lập của các dòng thủy nhiệt không cho nước nóng đang dâng trồi có cơ hội hoà trộn với nước biển lạnh ở gần tầng mặt đáy biển Những khoáng vật được kết tủa giữa các tầng đất đá có thể là silic (SiO2), anhydrit (CaSO4), barit (BaSO4), canxit (CaCO3), các loại sunfua sắt, đồng, kẽm và sự tích tụ của chúng quanh các dòng thủy nhiệt có thể kéo dài tới bề mặt đáy biển và chồi lên thành kiểu ống khói đặc trưng tại vị trí xuất hiện cột “khói đen” Vì không có sự tiếp xúc với nước biển xâm nhập do bị bao vây nên dung dịch thủy nhiệt chưa bị pha loãng sẽ phun trào ở nhiệt độ cao và tạo ra các kết tủa của nguyên tố hoà tan khi nó gặp nước biển tầng đáy Kết qủa của qúa trình này là sự xuất lộ của những cột “khói

đen” đặc trưng có chứa các hạt sunfua kim loại

Theo suy luận trên, người ta cho rằng bên dưới các dòng thủy nhiệt có sự tích tụ của các khoáng vật sunfua và sunfat dưới dạng mạch và túi tạo ra các thể quặng xâm tán nằm rải rác trong tầng đá địa chấn 2, nơi mà dòng thủy nhiệt nóng có sự hoà trộn với nước biển lạnh nhờ sự bão hòa nước của tầng đá trên cùng của lớp vỏ đại dương Những dòng thủy nhiệt nước ấm hay “khói trắng” không bị biến đổi thành “khói đen” sẽ là nơi có sự phát triển khá rộng rãi các thể quặng xâm tán, nhưng chúng không bao giờ có thể ngăn cản hoàn toàn qúa trình thẩm thấu của nước biển qua các lớp đất đá và bao vây các dòng thủy nhiệt Còn tại khu vực có hoạt động của dòng nhiệt “khói đen”, sự phát triển của các thể quặng xâm tán thường có xu hướng ngăn cản qúa trình hoà trộn với nước biển thẩm thấu trong tầng đá 2 để dung dịch thủy nhiệt khi trào lên tới bề mặt

đáy biển vẫn giữ được nhiệt lượng ban đầu và sinh ra các kết tủa sunfua khi gặp nước biển tầng đáy Phần lớn các vật liệu kết tủa này lắng đọng lại ngay trên bề mặt đáy biển xung quanh vùng miệng phun trào thủy nhiệt, phần còn lại sẽ bị các dòng chảy tầng đáy phát tán rộng ra khắp vùng đáy đại dương (mục 5.6) Như vậy, trong lớp vỏ đại dương có thể tìm thấy các túi quặng sunfua kim loại dạng xâm tán tại những khu vực mà hoạt động phun trào thủy nhiệt đã tắt Nguời ta cho rằng, nhiều khả năng các trầm tích sunfua nằm trong phức hệ ophiolit là những tích tụ khoáng vật được hình thành từ dung dịch thủy nhiệt xảy ra tại vùng trục tách dãn đại dương cổ