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