Cấu trúc và các qúa trình hình thành đại dương ( Nhà xuất bản đại học quốc gia hà nội ) - Chương 7 pps

Các chất khí có thể quay vòng trở lại manti nếu chúng bị mắc kẹt trong các lớp đất đá và trầm tích hoặc kết hợp với các thành phần hóa học trong lớp vỏ đại dương bị cuốn xuống dưới manti

CHƯƠNG 7

Bối cảnh TOàN Cầu

Trong chương này, chúng ta sẽ cố gắng khái quát toàn bộ các qúa trình tự nhiên đang diễn ra trong bối cảnh toàn cầu Trong đó, sự tiến hóa của các đại dương không thể tách rời với khối nước biển trong lòng chúng Những biến đổi về hình dáng, kích thước và vị trí của các đại dương cùng với những thay đổi về khí hậu đều có ảnh hưởng chi phối đến thành phần và hoàn lưu của nước biển Cuối cùng, chính nước biển lại đóng vai trò quyết định tới sự phân bố của các hoạt

động sinh học và qúa trình thành tạo trầm tích trên đáy đại dương Sơ đồ trên hình 6.1 chỉ là sự phân bố tạm thời của các loại trầm tích hiện đại trên đáy đại dương ngày nay Tuy nhiên, theo thời gian, chắc chắn sẽ có những biến đổi xảy

ra trong mô hình trầm tích này như là một quy luật tất yếu

7.1 chu trình TOàN CầU

Hình 7.1: Sơ đồ chu trình toàn cầu với các mối liên kết giữa vỏ Trái đất,

manti, thủy quyển và khí quyển Sơ đồ này cho thấy, chu trình của các

nguyên tố hóa bao giờ cũng xuyên qua đại dương

Kể từ khi lớp vỏ thủy quyển của trái đất hình thành, sự tuần hoàn của các nguyên tố hóa học đều tuân theo một chu trình bao gồm có lục địa, biển và khí quyển (hìmh 7.1) Như đã biết, manti là nguồn cung cấp vật chất chính cho qúa trình thành tạo lớp vỏ cứng của trái đất, nhưng theo sơ đồ chu trình trên hình 7.1, manti còn là nguồn cung cấp trực tiếp các chất khí và hơi cho khí quyển và

đại dương Thông qua các hoạt động núi lửa, các hợp phần bay hơi nguyên sinh (hơi nước, CO2, HCl, SO2 và nhiều khí khác) đã được giải thoát ra khỏi manti Các chất khí có thể quay vòng trở lại manti nếu chúng bị mắc kẹt trong các lớp

đất đá và trầm tích hoặc kết hợp với các thành phần hóa học trong lớp vỏ đại dương bị cuốn xuống dưới manti tại các đới hút chìm

Chu trình hóa học quay vòng từ lục địa tới đại dương, xuống đáy đại dương,

đi vào trong trầm tích, rồi quay trở lại lục địa có thể được tóm tắt thành bốn giai

đoạn Trong mỗi giai đoạn đều có thể xảy ra những qúa trình trao đổi hóa học trực tiếp hoặc gián tiếp với khí quyển

Giai đoạn 1: Giai đoạn phong hóa các đá nhờ sự hấp thụ CO2 (và H+) từ không khí thông qua nước mưa và giải phóng ra các cation như Ca2+, Na+, K+ và

Mg2+ vào dung dịch nước sông và một lượng lớn anion HCO3- (bicacbonat) Sự có mặt của CO2 hòa tan trong nước mưa là nguyên nhân khiến nước mưa có tính axit nhẹ:

CO2 + H2O = H2CO3(axit cacbonic) H+ + HCO3- 2H + CO32

-Phản ứng quan trọng trong qúa trình phong hóa đá trầm tích là:

CaCO3 + H+  Ca2+ + HCO3- (7.1) (Canxít là một

khoáng vật phổ

biến trong các đá

trầm tích)

(được lấy từ nước mưa)

(dưới dạng dung dịch)

Đối với các đá phun trào và biến chất, phản ứng phong hóa quan trọng sẽ là: 2NaAlSi3O8 + 2H+ + H2O  Al2Si2O5(OH4) + 4SiO2 + 2Na+ (7.2) (albit là

khoáng vật

phổ biến

trong đá

phun trào và

biến chất)

(được lấy từ nước mưa)

(kaolinit là một dạng khoáng vật sét được giữ lại trong các đá đã

bị phong hóa)

(silic, một phần dưới dạng dung dịch)

(dưới dạng dung dịch)

Phần lớn các phản ứng phong hóa còn lại nói chung đều có dạng công thức hóa học như sau: axit + bazơ = muối + nước Trong đó, axit được hình thành chủ yếu bởi qúa trình hoà tan của cacbon dioxit (CO2) thành dung dịch CO2 là một trong bốn loại khí chiếm hàm lượng lớn trong thành phần khí quyển (đứng sau

N2, O2 và Ar), và chúng liên tục được bổ sung từ các hoạt động phun trào núi lửa, hoạt động hô hấp của sinh vật, qúa trình phân hủy và đốt cháy các vật chất hữu cơ Các bazơ thì được lấy từ thành phần đất đá và các muối được tạo thành sẽ

được mang đi dưới dạng dung dịch có chứa các anion và cation

Các cation trong nước biển thường liên kết chủ yếu với các anion nào? và nguồn gốc của các anion này là từ đâu?

Đó là các anion Cl- và SO42- (bảng 5.2), chúng đều là sản phẩm phun trào núi lửa (thường ở dạng HCl và SO2) có nguồn gốc từ mati Sau khi được giải thoát khỏi dung nham, chúng xâm nhập vào khí quyển rồi hoà tan vào nước mưa

rơi thẳng xuống đại dương hoặc gia nhập vào các nhánh sông đổ ra biển Tuy nhiên, hàm lượng của cả hai anion Cl- và SO42- trong nước mưa và nước sông gần như không đáng kể do sự lấn áp của hàm lượng anion bicacbonat trong các dung dịch này ở những giai đoạn sau, qúa trình di chuyển của anion bicacbonat từ dung dịch vào trong nước biển sẽ được trình này cụ thể hơn

Giai đoạn 2: Giai đoạn hình thành và lắng đọng trầm tích, tất cả các qúa trình di chuyển của mọi hợp phần hòa tan trong nước biển đều liên quan tới hoạt

động này Chẳng hạn như sự hình thành của trầm tích bùn sinh học từ xương và

vỏ của các loài sinh vật có cấu tạo bởi canxi cacbonat hoặc silic (do khả năng hấp thụ Ca2+, HCO3- và SiO2 từ nước biển của chúng) hay sự hình thành của trầm tích sét - một loại trầm tích có nguồn gốc từ trầm tích sông, nhưng đã bị biến đổi nhẹ bởi các phản ứng trao đổi cation trong qúa trình di chuyển ra biển

Giai đoạn 3: Giai đoạn phong hóa đáy đại dương và hình thành các hoạt

động thủy nhiệt (xem chương 5) Đây là giai đoạn có vai trò quan trọng trong cơ chế di chuyển của các cation ra khỏi nước biển và giải phóng các chất bay hơi Còn đối với các hợp phần hoà tan, những phản ứng có khả năng di chuyển chúng thường liên quan đến các hoạt động trầm tích

Sự hình thành của các loại đá trầm tích là một qúa trình bao gồm

nhiều phản ứng có chức năng gắn kết trầm tích và tạo đá (chẳng hạn sự hình thành của đá phiến silic là do các trầm tích silic bị rắn kết hay sự hình thành của đá vôi là do các trầm tích cacbonat bị rắn kết) Riêng đối với quá trình hình thành của đá phiến sét, các khoáng vật sét trong thành phần của đá được thành tạo chủ yếu do sự kết hợp của ion Mg2+ và K+ có trong hơi nước tích tụ ở các lỗ hổng trầm tích với thành phần trầm tích Nguồn của các ion này luôn được duy trì do qúa trình thẩm thấu liên tục của nước biển xuống các tầng trầm tích nằm bên dưới

Trong hai giai đoạn 2 và 3, các phản ứng xảy ra đều mang đặc điểm của qúa trình “phong hóa ngược”, có nghĩa là chúng đều có xu hướng di chuyển các hợp phần hoà tan trong nước biển thành pha rắn Tên “phong hóa ngược” của qúa trình này được đề xuất vì ban đầu các nhà khoa học cho rằng, những hợp phần hoà tan trên đều do qúa trình phong hóa các đá trên lục địa cung cấp Nhưng sau này khi phát hiện ra rằng một số các hợp phần quan trọng trong đó không phải là sản phẩm phong hóa lục địa mà lại là sản phẩm hoà tan của các nguyên

tố có nguồn gốc từ hoạt động thủy nhiệt, họ vẫn giữa nguyên cách gọi tên đó vì tính chất của các phản ứng không thay đổi

Cuối cùng là giai đoạn hoàn thành chu trình, bao gồm:

Giai đoạn 4a: Giai đoạn nâng trồi kiến tạo của các tầng trầm tích gắn kết và

tầng đá lót nằm bên dưới thành những khu vực dễ chịu tác động của qúa trình phong hóa lục địa (ví dụ như các phức hệ ophiolit được tìm thấy trên lục địa hay các vùng rìa lục địa đã được nâng lên trên mặt nước biển)

Giai đoạn 4b: Giai đoạn này thường xuất hiện nhiều hơn với hai khả năng

có thể xảy ra Thứ nhất trầm tích và lớp vỏ đại dương bị chôn vùi và biến chất, nhất là ở tại những khu vực có vùng rìa lục địa dày do sự nén ép bởi qúa trình va chạm lục địa Thứ hai chúng có thể bị hút chìm vào trong manti và bị nóng chảy từng phần tạo ra nguồn macma phun trào Tuy nhiên, trong cả hai trường hợp các sản phẩm cuối cùng đều có những biến đổi về thành phần hóa học trước khi chúng tiếp tục bị tác động của qúa trình dâng trồi hoặc phun trào núi lửa để trở thành các đối tượng dễ chịu tác động của qúa trình phong hóa lục địa (giai đoạn 1)

Hình 7.2 là sơ đồ biểu diễn tóm tắt bốn giai đoạn đã được trình bày ở trên

Hình 7.2: Sơ đồ biểu diễn toàn bộ chu trình toàn cầu

Câu hỏi 7.1: Theo bạn những lớp vỏ đại dương bị đẩy cách xa trục tách dãn (nơi chúng được hình thành) vài nghìn km theo kiểu “băng chuyền” có bị biến

đổi hay không? Giải thích tại sao?

7.1.1 Sự biến đổi của các thành phần trong chu trình

Thời gian để hoàn thành một chu trình (bao gồm cả các chu trình con) của mỗi nguyên tố hóa học theo như sơ đồ trên hình 7.1 và 7.2 phải mất ít nhất 3,5

tỷ năm Tuy nhiên, trong suốt quãng thời gian đó, thành phần của manti và lớp thạch quyển gần như không có sự biến đổi Bằng chứng là thành phần của các

đá bazan và granit có tuổi tiền Cambri với các đá có tuổi Đệ tam dường như đồng nhất; với nhiều loại đá trầm tích khác cũng tương tự như vậy Nhưng nếu tìm

hiểu những dấu vết còn lưu lại trong các tầng trầm tích thì lại cho thấy thành phần của khí quyển và thủy quyển đã có nhiều biến đổi so với bây giờ và những biến đổi này xảy ra trong suốt các thời kỳ địa chất, nhưng thể hiện rõ nhất là trong quãng thời gian cách đây khoảng 1000 triệu năm

Rất có thể là tỉ lệ hàm lượng tương đối giữa các cation chính như Ca2+,

Mg2+, K+ và Na+ và các cation kết hợp với Cl- trong nước biển trước đây 1 tỉ năm không khác nhiều so với bây giờ, nhưng hàm lượng HCO3- có thể nhiều hơn và hàm lượng SiO42- thì ít hơn Khi đó lưu huỳnh chủ yếu tồn tại dưới dạng các hợp chất khó hoà tan như sunfit (S2-) và ít gặp các dạng dễ bị hoà tan như sunfat (SO42-), còn sắt thì phổ biến ở dạng Fe2+ (dễ hòa tan hơn so Fe3+) và chiếm vị trí quan trọng trong thành phần nước biển (kể cả trong nước ngọt) Các hoạt động hóa học của Fe đều diễn ra giống như của Ca2+ và Mg2+, tức là chúng có xu hướng

bị kết tủa dưới dạng các khoáng vật cacbonat và silicat

Nói cách khác, bề mặt Trái đất trước đây là một môi trường có tính khử mạnh hơn bây giờ do trong thành phần của khí quyển có chứa nhiều cacbon

đioxit nhưng ít ôxy Tuy nhiên, sự giảm thiểu của tỉ số CO2/O2 trong khí quyển lại hoàn toàn phụ thuộc vào sự phát triển của sinh quyển Nhờ qúa trình quang hợp, thực vật đã hấp thụ CO2 và giải phóng ôxy vào trong khí quyển, nhưng hàm lượng ôxy được giải phóng không nhiều do một phần bị sử dụng lại bởi qúa trình

ôxy hóa của các vật chất hữu cơ (bao gồm hô hấp và phân hủy) và qúa trình phong hóa các đá thông qua phản ứng ôxy hóa (ví dụ ôxy hóa Fe2+ thành Fe3+)

Do vậy, lượng ôxy hiện có trong thành phần khí quyển là một sự tích lũy trong thời gian dài, đến nay người ta vẫn chưa xác định được sự cố định của hàm lượng này trong khí quyển bắt đầu từ khi nào Một số giả thiết cho rằng rất có thể giá trị hàm lượng ôxy trong khí quyển ngày nay đã được duy trì ổn định trong suốt

300 triệu năm, đó là khoảng thời gian mà những cánh rừng nhiệt đới trên thế giới tồn tại và phát triển mạnh mẽ cùng với sự phát triển phong phú và đa dạng của các loài động thực vật trên bề mặt trái đất

Khác với khí quyển, thành phần của nước biển gần như không bị biến đổi trong suốt quãng thời gian trên Nhiều bằng chứng hóa thạch (ví dụ sự tồn tại của một loài da gai) được tìm thấy trong trầm tích biển đã khẳng định điều này Xét theo bản năng sinh vật, một loài sẽ không thể tồn tại được nếu chúng phải

đối mặt với những biến động lớn trong môi trường sống, cụ thể ở đây là những biến đổi về thành phần hóa học (bao gồm cả nhiệt độ) đặc trưng của nước biển trong các đại dương

Nhưng điều này không hoàn toàn loại trừ khả năng xảy ra những biến đổi chậm dần theo thời gian trong thành phần của nước biển hoặc một số các dao

động về hàm lượng trung bình tính trong thời gian dài Chẳng hạn, nếu so sánh

độ muối và tỉ lệ tương quan giữa các ion chính (không tính tới các hợp phần phụ)

có trong một mẫu nước biển cách đây 150 triệu năm (thuộc kỉ Jura) với mẫu nước biển ngày nay, chúng ta không nên hy vọng rằng sẽ có một biên độ dao

động tương ứng về mặt giá trị giữa hai mẫu nước biển trên Thực tế, sự biến đổi

khí hậu trên quy mô toàn cầu đã tác động đến khối lượng nước bị đóng băng khiến tổng thể tích nước biển trong các đại dương cũng bị biến đổi và điều đó hiển nhiên sẽ ảnh hưởng đến độ mặn của nước biển cho dù tỉ lệ của các hợp phần hoà tan không thay đổi Hơn nữa chính sự bay hơi của một khối lượng nuớc biển lớn ở các đại dương kín cũng là nguyên nhân dẫn đến sự kết tủa của nhiều hợp phần hoà tan khác nhau

7.1.2 ảnh hưởng của những biến đổi ngắn hạn

Từ hai trường hợp nói trên, nếu phân tích một cách chi tiết hơn, chúng ta sẽ

đánh giá được những tác động của chúng đến đại dương thế giới Nếu xét theo thời gian địa chất thì những diễn biến xảy ra trong cả hai trường hợp này đều

được xếp vào các sự kiện biến đổi ngắn với thời gian kéo dài không qúa 105 năm

Biến động Missini (mục 6.2.5) hay còn gọi là thời kỳ khủng hoảng Địa Trung Hải, đã có ảnh hưởng như thế nào đối với đại dương thế giới?

Nếu giả thiết một cách đơn giản rằng, tổng bề dày của lớp trầm tích muối phủ trên 4/5 diện tích đáy Địa Trung Hải (khoảng 2106km2) (tham khảo câu hỏi 6.10) là 1km thì tổng khối lượng ước tính của chúng sẽ là 21061109 = 21015m3

Với mật độ trung bình là 2103kgm-3

thì có khoảng 41018kg muối nằm trong lớp trầm tích kết tủa do qúa trình bay hơi của nước biển trong Địa Trung Hải

Câu hỏi 7.2: (a) Tổng khối lượng nước biển trong các đại dương là 1,410 21

kg, nếu mỗi kg nước biển chứa 35g muối hoà tan thì tổng khối lượng muối có trong các đại dương sẽ là bao nhiêu?

(b) Các trầm tích muối trong Địa Trung Hải sẽ chiếm bao nhiêu phần trăm trong tổng số khối lượng muối trả lời trong câu hỏi trên?

Như vậy, rõ ràng rằng cuộc khủng hoảng độ mặn Missini là nguyên nhân gây ra sự hao hụt đáng kể khối lượng muối có trong đại dương toàn cầu Tuy nhiên, qúa trình hao hụt này không xảy ra tức khắc mà kéo dài từ từ trong suốt quãng thời gian 700.000 năm trong khi đó các con sông vẫn không ngừng cung

ứng thêm lượng muối hoà tan cho các đại dương

Như đã đề cập trong mục 6.2.3, chúng ta đã biết các dao động của mực nước biển trong thời kỳ Đệ tứ là kết qủa của qúa trình rút đi và xâm nhập trở lại của 50106km3 nước biển trong đại dương thế giới

Câu hỏi 7.3: (a) Hãy tính tỉ lệ gần đúng giữa khối lượng nước “di chuyển” do băng hà với tổng lượng nước biển có trong các đại dương (1,410 21

kg)? (Mật độ

)

(b) Theo bạn, độ mặn của nước biển sẽ tăng lên hay giảm đi trong thời gian

đại băng hà?

7.1.3 Đại dương trong trạng thái ổn định

Dựa vào những kết qủa thu được từ việc phân tích các tổ hợp thành phần (bộ phận) khác nhau trong chu trình toàn cầu (hình 7.1 và 7.2), các nhà khoa học đã

đi đến kết luận rằng toàn bộ các đại dương đều trải qua trạng thái cân bằng và

ổn định trong một quãng thời gian khá dài: mức độ xâm nhập và di chuyển đi của đa số các hợp phần hoà tan trong nước biển nói chung luôn đạt cân bằng trong suốt quãng thời gian đó (khoảng hàng chục đến hàng trăm triệu năm) trong khi thời gian để chúng hoà trộn vào trong đại dương thì lại ngắn hơn rất nhiều (chỉ vài nghìn năm)

Nói cách khác, tốc độ các nguyên tố bị lấy ra khỏi nước biển bởi qúa trình

“phong hóa ngược” và các qúa trình xảy ra sau đó (giai đoạn từ 2 đến 4, hình 7.2) gần như ngang bằng với tốc độ các hợp phần hoà tan được giải phóng bởi các phản ứng trong qúa trình phong hóa thuận và quay trở lại đại dương (giai đoạn

1, hình 7.2)

Nếu lấy trung bình trong thời gian dài hàng chục triệu năm, mỗi mol kali hoặc manhê bị lấy ra khỏi nước biển (bởi các hoạt động thủy nhiệt hoặc quá trình hình thành đá trầm tích) sẽ tương ứng với một mol nguyên tố hoặc hợp chất khác được giải phóng bởi qúa trình phong hóa và quay trở lại đại dương - nếu không, tốc độ cung cấp và di chuyển của các nguyên tố và hợp chất trong chu trình đại dương sẽ mất cân bằng

Tuy nhiên, chúng ta cũng không thể qúa cứng nhắc với những kết luận đơn thuần chỉ dựa vào sự cân bằng giữa hai qúa trình phong hóa thuận và nghịch Xét hai sơ đồ biểu diễn trên hình 7.1 và 7.2, chúng ta sẽ hiểu rõ hơn về vấn đề này Trên hình 7.2 cho thấy các hợp phần nguyên sinh liên tục gia nhập vào chu trình, điển hình là các chất khí CO2, HCl và hơi nước sinh ra từ các hoạt động núi lửa Ngoài ra các vật liệu macma có nguồn gốc từ manti, được phun trào lên tại các trục sống núi giữa đại dương cũng góp phần làm thay đổi thành phần nước biển khi chúng chịu tác động của các hoạt động phong hóa trên đáy đại dương và hoạt động thủy nhiệt Một điều khó xác định là trong sự xâm nhập chung của các vật chất có nguồn gốc từ manti, chúng ta không thể phân chia

được chính xác lượng các hợp phần nguyên sinh với lượng các vật chất được tái tạo lại (trong khoảng thời gian kéo dài tới hàng trăm triệu năm) từ lớp trầm tích

và lớp đá thành tạo nên vỏ đại dương (bao gồm cả lượng nước biển bị mắc giữ ở bên trong lớp vỏ) Trong khi đó, các vật chất tái tạo chỉ được hình thành trong quá trình biến chất và qúa trình di chuyển của dòng đối lưu trong mati nằm bên dưới đới hút chìm tại khu vực rìa phá hủy Trên thực tế, sự xâm nhập của các hợp phần mới vào trong nước biển nói chung không đáng kể nếu so sánh với khối lượng các hợp phần hiện đang lưu thông trong chu trình biểu diễn trên hình 7.2

Để hiểu rõ hơn về vấn đề này, chúng ta sẽ đi sâu vào việc nghiên cứu một hợp phần cụ thể của nước biển, đó là silic (SiO2) - thông qua một ví dụ Như bạn

đã biết, các dung dịch thủy nhiệt thường rất giàu silic bởi chúng là sản phẩm của các phản ứng giữa bazan và nước biển nóng (bảng 5.2) Khi dung dịch này bị nguội lạnh, một phần silic sẽ bị kết tủa lại dưới dạng các khoáng vật nằm trong

các khe nứt và lỗ hổng của lớp vỏ, chẳng hạn như thạch anh Một phần khác sẽ

bị các tổ chức sinh vật có cấu tạo silic hấp thụ và khi chúng chết đi, phần khung xương và vỏ silic của chúng sẽ lắng đọng lại tạo thành trầm tích silic – là một thành phần luôn có mặt trong chu trình phong hóa và phong hóa ngược, do đó sự

có mặt của thành phần silic này trong nước biển được xem như có nguồn gốc nguyên sinh Tại các đới hút chìm, một lượng silic (nằm trong khoáng vật thạch anh kẹt ở các khe nứt và lỗ hổng) có thể bị đem trở lại manti, nhưng sẽ vẫn luôn tồn tại một lượng trầm tích silic có mặt trong tổ hợp thành phần trầm tích thuộc chu trình nước biển (hình 7.1) nhờ các qúa trình diễn ra trong giai đoạn 4a (hình 7.2) Trong trường hợp, nếu lượng trầm tích silic chiếm tỉ lệ lớn trong khối lượng các vật chất được giải phóng vào nước biển từ bazan thì sẽ xảy ra qúa trình tích

tụ lâu dài của silic trong các chu trình bề mặt và hiển nhiên lượng silic trong mati hay nói chính xác hơn là trong bazan sẽ bị giảm đi Tuy nhiên, hàm lượng silic có trong peridotit và trong bazan gần như không có sự biến đổi từ từ theo thời gian địa chất và thực tế cũng không tìm thấy bằng chứng nào cho thấy khối lượng silic trong các đá trầm tích và biến chất tăng dần trong cùng quãng thời gian đó Điều này dẫn đến việc phản đối lấy silic làm ví dụ nghiên cứu cụ thể bởi

do hàm lượng của nó trong vỏ qủa đất qúa phong phú Hơn nữa, cũng không có bằng chứng nào cho thấy đã có những biến đổi lớn về mức độ phổ biến của những nguyên tố khác trong vỏ qủa đất do liên quan đến việc tham gia vào các chu trình xảy ra trên mặt đất theo phương thức trên

Việc nghiên cứu sự di chuyển của các nguyên tố ra khỏi nước biển cũng là vấn đề rất đáng quan tâm và ở đây chúng ta có thể lấy manhê (Mg) mà ví dụ Dưới tác động của qúa trình thủy nhiệt, Mg bị tách ra khỏi nước biển và xâm nhập vào thành phần của bazan (mục 5.2.2) Do phần lớn các đá bazan bị phong hóa cuối cùng đều bị đưa xuống mati tại các đới hút chìm nên hiển nhiên sẽ có một phần Mg theo đó bị tách ra khỏi đại dương và đi vào manti Nếu vẫn theo cách biện luận đơn giản như ở trên thì chắc chắn khi lượng Mg trong nước biển

và trầm tích bị giảm đi liên tục thì lượng Mg trong manti sẽ có sự tăng lên không ngừng Nhưng trên thực tế, không có bằng chứng nào cho thấy điều này xảy ra không những với Mg mà cả đối với những nguyên tố khác có cùng hành vi tương tự như Mg Điều này càng khẳng định thêm mối liên hệ giữa manti trên với các chu trình nguyên tố xảy ra trên toàn cầu xuyên suốt qua các đại dương trong phần lớn các quãng thời gian địa chất (hình 7.1)

Mức độ bền vững và ổn định lâu dài về mặt địa hóa của lớp vỏ bên ngoài trái

đất càng được khẳng định khi mà nó vẫn tồn tại trong bối cảnh những biến đổi sinh học và vật lý vẫn liên tục làm thay đổi hình dạng và vị trí của các đại dương

và lục địa

Câu hỏi 7.4 Điều gì sẽ xảy ra nếu (a) nguồn cung cấp Ca 2+

hòa tan trong nước sông cho các đại dương khi đang ở trạng thái cân bằng ổn định bị suy giảm và

do sông mang vào tăng lên?

7.2 Đánh giá tốc độ của một vài qúa trình

Trong phần cuối cùng này, việc đánh giá và so sánh tốc độ của một vài qúa trình khác nhau như đã đề cập ở trên là rất có ý nghĩa

So với tốc độ hoạt động của hệ thống thủy nhiệt thì tốc độ thành tạo của lớp

vỏ đại dương và tốc độ di chuyển của các mảng là rất chậm Với tốc độ tách dãn trung bình khoảng 2cm/năm, phần lớp vỏ đại dương tương ứng được hình thành cũng chỉ bị đẩy ra xa với tốc độ khoảng 200km trong 10 triệu năm Tương đương với quãng thời gian này, khối lượng nước lưu thông xuyên qua hệ thống các trục sống núi ước chừng gần bằng toàn bộ thể tích nước đại dương và hình thành nên hàng nghìn “lò khói” đen và trắng có tuổi thọ kéo dài chỉ trong một vài nghìn năm (tuỳ thuộc vào tốc độ thấm nước của bề mặt đới nứt nẻ trong hệ thống thủy nhiệt - giới hạn thông thường khoảng vài mét một năm)

Trong hệ thống thủy nhiệt, tốc độ các phản ứng diễn ra rất nhanh: các thí nghiệm trong phòng thí nghiệm cho thấy khi đung nóng bazan cùng với nước biển ở nhiệt độ 3000C, thời gian để di chuyển toàn bộ Mg ra khỏi nước biển và xâm nhập vào bazan chỉ mất khoảng một đến hai tuần, nhưng với điều kiện nhiệt độ thấp hơn (trong môi trường áp suất đáy biển) thì quãng thời gian này sẽ kéo dài tới một vài tháng

Tốc độ nhanh của các phản ứng nhằm đảm bảo duy trì cho chúng thích nghi với mọi biến đổi lớn về điều kiện môi trường khi các dung dịch thuỷ nhiệt không ngừng thoát ra liên tục từ các trục tách dãn Tuy nhiên, những biến đổi này rất hiếm khi xảy ra, đã có nhiều bằng chứng cho thấy thành phần và nhiệt độ của các dung dịch thuỷ nhiệt được phun lên hầu như không đổi trong suốt quãng thời gian hoạt động Bởi thực tế, biến độ nhiệt độ và áp suất tại các khu vực dọc theo trục tách dãn dao động không nhiều nên những biến đổi lớn trong thành phần hóa học của các đá bazan đại dương cũng không xảy ra

Tốc độ phun trào tại các miệng thủy nhiệt có thể đạt tới hàng chục đến hàng trăm cm một giây tại những vị trí mà chuyển động lưu thông của các dòng thủy nhiệt bị giới hạn trong một đới hoạt động nhỏ hẹp thuộc hệ thống phân nhánh thủy nhiệt (hình 5.5) Tại các đới hoạt động lớn hơn, mức độ xâm nhập di chuyển của nước biển phụ thuộc vào độ sâu của các khe nứt trong bề mặt đới nứt nẻ và thường không vượt qúa vài cm một ngày Tốc độ này phù hợp với điều kiện thời gian cần thiết để các phản ứng hóa học trong hệ thống thủy nhiệt đạt tới cân bằng

Khi so sánh tốc độ vận hành của các quá trình kiến tạo diễn ra trong lớp vỏ với tốc độ dao động của mực nước biển toàn cầu ta sẽ thấy tốc độ biến đổi của mực nước biển không khác biệt nhiều so với tốc độ di chuyển của các mảng Biên

độ dâng của mực nước biển ngày nay là 1 - 2mm/năm, nhưng nếu so sánh giá trị này với các số liệu thể hiện trên hình 6.8 ta thấy nó không đại diện, ít nhất là trong các khoảng thời gian kế tiếp giữa các đợt băng hà - gian băng

Bạn có phát hiện ra rằng, trải qua phần lớn quãng thời gian dài sau thời kỳ

đại băng hà cuối cùng, mực nước biển đã tăng lên với tốc độ gần 1cm/năm?

Kết qủa trên hình 6.8 cho thấy mực nước biển đã dâng lên khoảng 80cm giữa quãng thời gian cách đây từ 17.000 năm đến 7.000 năm, tức là bằng 810

-3m/năm hay 8mm/năm

Những biến đổi cục bộ, hoặc đẳng tĩnh của mực nước biển có thể xảy ra với tốc độ lớn hơn nhiều: chẳng hạn sự hình thành của các bờ biển nâng trồi có thể liên quan đến những chuyển động kiến tạo nâng thẳng đứng với tốc độ vài chục cm/năm - đó là những chuyển động sinh ra từ sự hình thành của các lực kiến tạo dọc theo những khu vực hoạt động của rìa lục địa

Phần lớn các nội dung nhiên cứu về đại dương được đề cập trong tập sách này, chủ yếu mới chỉ dừng ở giới hạn lớp vỏ cứng bên ngoài trái đất và các chu trình liên quan được thể hiện trên hình 7.1 và 7.2 Hiển nhiên là trong các chu trình toàn cầu, đại dương luôn chiếm một vị trí quan trọng không thể thiếu trong thành phần chu trình Trong các tập sách còn lại thuộc bộ sách này, sẽ lần luợt xét tới từng chu trình con có mối liên kết giữa đại dương và khí quyển và những mối tương tác của chúng với lớp vỏ cứng của trái đất vẫn luôn nhận được

sự quan tâm nhiều như có thể

7.3 TóM TắT CHƯƠNG 7

1 Đại dương là một bộ phận quan trọng trong chu trình tuần hoàn toàn của các nguyên tố hóa học trên quy mô toàn cầu Nguồn cung cấp các cation (ion mang điện tích dương) cho đại dương chủ yếu là từ qúa trình phóng hóa các đá

được phơi lộ trên mặt đất, kế đến là từ các hoạt động thủy nhiệt Trong môi trường nước ngọt nguồn các anion (ion mamg điện tích âm) tham gia vào cân bằng các cation là từ khí quyển (chủ yếu là CO2), còn trong đại dương nguồn các anion này chủ yếu là các chất khí clorua và sunfat được phun ra từ trong lòng

đất thông qua hoạt động núi lửa

2 "Phong hóa ngược" là qúa trình chuyển đổi các hợp phần hoà tan trong nước biển sang pha rắn Các sản phẩm của qúa trình phong hóa ngược như đá trầm tích và đá biến chất trên đáy đại dương có thể bị đem trở lại lục địa bởi tác

động kết hợp của một loạt qúa trình như gắn kết, hút chìm, đụng độ, biến chất, phun trào và nâng trồi

3 Thành phần của khí quyển và đại dương đã được bảo tồn ít nhất trong suốt quãng thời gian kéo dài tới vài trăm triệu năm đến tận bây giờ Trước đó, bề mặt trái đất là một môi trường có tính khử mạnh do hàm lượng ôxy có trong khí quyển qúa ít trong khi hàm lượng CO2 thì lại qúa nhiều Chính sự tiến hóa của tầng sinh quyển đã góp phần quan trọng làm giảm tỉ số CO2/O2

4 Người ta cho rằng, các đại dương đã từng có một thời gian dài ở trong trạng thái cân bằng ổn định, có nghĩa là tỉ lệ các hợp phần hoà tan được mang vào đại dương và bị lấy đi luôn bằng nhau Đối với thành phần của lớp vỏ trái

đất và manti được xét đến trong chu trình toàn cầu, điều tương tự cũng xảy ra