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

CHƯƠNG 5
HOạT ĐộNG THủY NHIệT TRONG Vỏ ĐạI DƯƠNG

Sự phát hiện ra các họng phun nớc nóng trên đáy đại dơng vào những
năm 1970 đợc xem là một trong những sự kiện khoa học thú vị trong lịch sử
nghiên cứu đại dơng. Đó là khung cảnh ấn tợng của những cột khói đen
(hình 5.1) nằm trên đáy biển, nơi mà các giếng nớc nóng có nhiệt độ từ 350
o
C
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 - 330
o
C), những làn khói này
chuyển sang màu trắng do sự có mặt của các hạt bari sunfat và đợc gọi cột
khói trắng. ít gây chú ý hơn, nhng có ý nghĩa không kém phần quan trọng là
sự hiện diện của những mạch phun trào nớc ấm với nhiệt độ dao động từ 10-
20
o
C trên nền nhiệt độ nớc vùng đáy biển bao quanh 2-3
o
C. Sự phát triển của
các mạch phun trào nớc nóng đã tạo ra một hệ thống sinh thái khác thờng
(hình 5.2), trong đó nguồn năng suất nguyên sinh làm cơ sở hình thành lới thức
ăn địa phơng trong môi trờng 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 lợng bằng qúa trình ỹôy hóa các hợp chất sunfua từ giếng phun.
Sau khi vỏ đại dơng vừa hình thành từ qúa trình phun trào và còn nóng
chảy, nớc biển có thể xâm nhập và lu thông tuần hoàn qua các tầng đá phun
trào và tạo ra qúa trình thủy nhiệt. Hiện tợng này không thể coi là bình thờng
bởi gần một phần ba đáy biển và đại dơng trên thế giới đều xuất hiện hệ thống
hoạt động thủy nhiệt nớc biển. Với tốc độ lu thông trung bình của mỗi giọt

nớc trong 1,4 tỉ km
3
nớc biển qua vỏ đại dơng là vài triệu năm thì đủ thời
gian để xảy ra sự trao đổi nguyên tố hóa học giữa nớc biển và bazan nóng chảy
trên quy mô lớn. Có thể nói vỏ đại dơng là môi trờng đệm chứa các thành
phần hóa học của đại dơng và là nguồn duy nhất cung cấp một số nguyên tố
hóa học có trong thành phần nớc biển. Sự hình thành các tích tụ sunfua kim
loại do hoạt động phun trào của dung dịch thủy nhiệt trong lòng đại dơng là
một trong những cơ chế sinh quặng chính của Trái đất. Những mỏ quặng sunfít
nằm trong phức hệ ophiolit đợc 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 Dơng. Sự biến đổi về thành phần hóa học
và nhiệt độ của dung dịch đợc phun lên từ đáy biển với nhiệt độ 350
0
C
khi tiếp xúc với nớc 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. Đờng kính họng thoát khoảng 20cm
Trớc khi phát hiện ra những họng phun trào nhiệt dịch đầu tiên trên đáy
đại dơng, các nhà nghiên cứu đã từng nghĩ đến sự có mặt của chu trình thủy
nhiệt trong lớp vỏ đại dơng tại vùng trục sống núi từ nhiều năm trớc khi họ
tìm thấy một hệ thống hoạt động tơng tự tại các vùng núi lửa trên đất liền vào
giữa những năm 1960. Trên thực tế, các vùng trục sống núi đã đợc 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 dới là rất tự nhiên. Những bằng
chứng cụ thể cho kết qủa suy luận này là đã đợc tìm thấy ở Iceland (hình 5.3),

nơi có sự hoạt động thực sự của các mạch nớc nóng và họng phun trào nhiệt
dịch ở hai bên dải sống núi giữa Đại Tây Dơng (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 lợng sắt, mangan và một số kim loại khác (nh Ag, Cr,
Pb, Zn) trong trầm tích về phía trục sống núi (hình 5.4). Nh vậy, rõ ràng là
nguồn cung cấp các nguyên tố kim loại này phải đợc 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 c dân chính của hệ sinh
thái đặc trng 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 dỡng trực tiếp từ nớc 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 trờng 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 tơng tác với nớc 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 nớc biển lớn vào vỏ đại dơng tới hơn 5km và lu thông tuần hoàn
trong đó với nhiệt độ cao.

Hình 5.3: Hoạt động của một mạch phun trào nhiệt dịch ở Iceland. Nớc
nóng và hơi nớc đợc phun lên dữ dội và gần nh liên tục từ các miệng
thoát nhỏ.


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

hàm lợng tơng quan giữa các nguyên tố Al, Fe và Mn so với Al trong
tầng trầm tích mặt trên đáy đại dơng. 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 dơng chính là các qúa trình
phong hóa trên lục địa. Trái lại, Fe và Mn là hai nguyên tố đợc hình
thành tại chỗ trên đáy đại dơng 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 trng cơ bản: thứ nhất, chúng thờng
xuất hiện tại các khu vực có gradien địa nhiệt cao do tầng đá nóng chảy nằm gần
sát bề mặt đáy đại dơng và có một hệ thống mạng lới khe nứt trong lớp vỏ
cho phép nớc biển lạnh có thể thẩm thấu xuống các tầng đá bên dới và rồi sau
đó dâng trồi ngợc trở lại bề mặt đáy dới dạng nớc nóng. Thứ hai, qúa trình
xâm nhập của nớc biển qua lỗ hổng, khe hở và các vết rạn nứt trong lớp vỏ
bằng con đờng thẩm thấu thờng diễn ra trên diện rộng trong khi qúa trình
dâng trồi ngợc 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 thờng minh họa
hoạt động đối lu của các dòng thủy nhiệt trong lớp vỏ đại dơng.
Hớng các mũi tên cho thấy qúa trình thẩm thấu và xâm nhập của nớc
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 nh trên hình 5.4. Khái niệm quặng xâm
tán sẽ đợc giải thích trong mục 5.3.1
Sự khác nhau chính giữa hệ thống thủy nhiệt xảy ra trong đại dơng và trên
lục địa là ở chỗ nó phải chịu áp lực thủy tĩnh cao khi diễn ra trong vỏ dại dơng

do sức nặng của tầng nớc 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 dơng 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 dơng và phát triển rộng ra hai bên sờn, hoạt
động của nó gần nh không ngừng nghỉ vì sự sinh thành của vỏ đại dơng mới
diễn ra gần nh 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 lu và thẩm thấu
Ranh giới dới của lớp vỏ đại dơng có nhiệt độ cao hơn ranh giới trên, do sự
tiếp xúc với nớc biển và trầm tích ớt nên bề mặt ranh giới trên chỉ khoảng vài
độ trên O
o
C. 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 (thờng
trên 900
o
C, trừ khi bị kết tinh hoàn toàn) nằm bên dới, nhng 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 phơng thức: truyền dẫn do qúa trình khuếch tán nhiệt lên
trên hoặc đối lu theo qúa trình chuyển động của khối nớc tức là qua chu trình
thủy nhiệt. Vậy theo phơng thức nào sẽ quan trọng hơn?
Sự chênh lệch nhiệt độ giữa bề mặt trên và bề mặt dới của lớp vỏ sẽ giảm
dần theo sự nguội lạnh của lớp thạch quyển khi xa rời trục sống núi hoạt động.
Nh bạn đã biết, qúa trình co xẹp của thạch quyển do mất nhiệt đã dẫn tới mối
tơng giữa tuổi- độ sâu của đáy biển theo hàm số mũ (hình 2.13). Nếu xét về lý
thuyết, một mối tơng quan tơng tự giữa tuổi và tốc độ mất nhiệt của vỏ đại
dơng cũng có thể đợc 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 tơng quan giữa dòng nhiệt (tốc độ mất
nhiệt trên đơn vị diện tích bề mặt đáy) và tuổi của lớp vỏ đáy đại dơng
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. Đờng 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 lợng nhiệt bị
mất do các qúa trình khác mà không thể đo đợc bằng thiết bị.
Kết qủa đo đạc dòng nhiệt truyền dẫn (tốc độ mất nhiệt trên một đơn vị diện
tích bề mặt) đợc thực hiện bằng cách đa 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 dơng 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 thờng 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 nh thế nào?
(c) Đồ thị đờng cong trên hình 5.6 có gì giống với đồ thị đờng cong trên
hình 2.13?
(d) Hình 5.6 có ý nghĩa nh thế nào đối với nhận định ở đầu chơng rằng
khoảng một phần ba đáy đại dơng có hệ thống thuỷ nhiệt hoạt động bên dới?
Nhận định về lợng nhiệt thất thoát bằng phơng 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 dơng 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 lu xảy ra là gradien địa

nhiệt phải đủ lớn để thắng đợc 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 nớc biển có
khả năng lu 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 dơng có tính thẩm thấu để nớc biển
có thể lu thông trong nó?
Dĩ nhiên, đó chính là những đứt gãy lớn và khe nứt, nhng cũng có thể là
các vết rạn nứt xuất hiện trong đá, chẳng hạn nh 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 thờng 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 lu 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 lu nớc biển trong
vỏ đại dơng, nhiều thực nghiệm mô phỏng theo qúa trình này đã đợc thực hiện
trong phòng thí nghiệm với các điều kiện môi trờng gần tơng tự. Trớc hết,
ngời ta cho nớc biển lu 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 đợc nâng cao, có kèm theo sự thay đổi tỉ lệ nớc: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 nớc biển đều bị chuyển sang thành phần của đá trong
khi một lợng lớn kali, canxi và silic có trong đá lại bị nớc biển phân lọc ra.

Nh 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 dơng suốt
thời kỳ lịch sử Trái đất. Sau này, nhiều mô hình thí nghiệm vẫn tiếp tục đợc
thực hiện nhằm định lợng 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 đợc đề cập đến. Nếu ngời 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 trờng
nhiệt độ xấp xỉ 900
0
C, 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
trờng, độ ngậm nớc của đá. Mỗi loại đá đợc cấu thành bởi một tổ hợp khoáng
vật đặc trng (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 trờng
nớc biển. Do đó, khi tiếp xúc với nớc biển lạnh, thành phần hóa học của đá có
thể bị biến đổi và khi gặp nớc biển nóng, những biến đổi này càng trở nên
mạnh mẽ hơn.
2. Trong điều kiện môi trờng nớc biển lạnh, các loại đá bazan đều chịu tác
động của qúa trình phong hóa xảy ra trên đáy biển với cơ chế tơng tự nh
trên đất liền, nhng 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 thờng xảy ra trong môi
trờng 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 cha 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 tơi, nhng lại
không phải là đá tơi mà là đá tơi đã bị biến đổi bởi qúa trình biến chất và
phong hóa trên đáy biển.
Để hiểu đợc 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 dới 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 (nh dung
nham lava dạng gối, dạng dyke trong tầng địa chấn 2 hay gabro trong tầng địa
chấn 3, (hình 4.2)), khi cha bị biến đổi và còn tơi là:
fenpat plagiocla giàu canxi, Ca Al
2
Si
2
O
8
(khoảng 50 - 70 %);
pyroxen, Ca(Mg,Fe)Si
2
O
6
( kh. 30 - 40 %);
olivin, (Mg,Fe)
2
SiO
4
(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 dơng, 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
nớc biển tầng đáy trong khoảng nhiệt độ từ 2 - 3
0
C hoặc thấp hơn. Các phản
ứng hóa học giữa dung nham và nớc biển nói chung đều do tác động của qúa
trình phong hóa đáy biển và chúng diễn ra tơng tự nh 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 nớc) 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 đợc 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 100-200
0
C.
(iv) Trong khoảng điều kiện nhiệt độ đặc trng cho phần lớn các hệ thống
thủy nhiệt trong đại dơng là từ 200-400
0
C, một tổ hợp khoáng vật hoàn toàn
mới sẽ đợc hình thành, chúng có thể bao gồm những tập hợp khoáng vật khác
nhau trong số những khoáng vật sau :
plagiocla giàu natri (albit), NaAlSi
3
O
8
;
clorit (một khoáng vật giống nh mica nhng có màu xanh đậm),
(Mg,Fe,Al)

3
(Si,Al)
2
O
5
(OH)
4
;
thạch anh, SiO
2
;

epidot, Ca
2
(Al,Fe)
3
Si
3
O
12
(OH);
actinolit,

Ca
2
(Al,Fe)
5
Si
8
O

22
(OH)
2
;


Một khi tổ hợp khoáng vật này đã đợc hình thành và ổn định, đá sẽ chuyển
sang dạng phiến lục - là loại đá biến chất khá phổ biến trong vỏ đại dơng. 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 nh sự biến đổi của gradien
địa nhiệt, thời gian kéo dài của qúa trình phong hóa và thể tích tiếp xúc giữa
nớc 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 200-400
0
C
và chung điều kiện áp suất dới áp vài trăm atmotphe.
(v) Đôi khi nớc biển có thể xâm nhập khá sâu vào dới lớp vỏ đại dơng, 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 dới 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)
8
O
22
(OH)
2

. Loại đá này
đợc gọi là amphibolit.
(vi) Cuối cùng, là sự hình thành của các khối xâm nhập secpentinit do qúa
trình xâm nhập sâu của nớc 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 -
Mg
3
Si
2
O
5
(OH)
4
. Đây là loại đá có khả năng biến dạng dẻo trong điều kiện nhiệt
độ thờng. Với tỉ trọng nhỏ hơn các đá thuộc tầng địa chấn 2 và 3 nằm trên,
secpentinit thờng dễ bị nén ép dâng trồi dọc theo các đứt gãy xuất hiện trong
lớp vỏ đại dơng.
Ghi chú: Bạn đọc có ít kiến thức về thạch học và khoáng vật nên theo dõi
phần tiếp theo.
Bảng 5.1: Thành phần hóa học của bazan biến chất và phiến lục trong vỏ đại dơng (% trọng
lợng)

Bazan trung bình Đá phiến lục

SiO
2
49,92 49,11 42,45 49,39 46,95 49,25
Ti O 1,53 0,49 2,19 0,85 1,46 0,76
Al

2
O
3
15,63 16,72 16,98 16,03 16,58 15,90
Fe
2
O
3
1,65 6,82 11,84 6,80 10,26 2,67
FeO 8,19 3,69 5,69 2,42 1,63 5,83
MnO 0,17 0,17 0,19 0,17 0,05 0,16
MgO 7,65 10,96 11,73 15,42 15,13 8,71
CaO 11,17 6,09 3,18 0,29 0,27 10,44
Na
2
O 2,75 2,57 0,80 1,34 0,11 3,83
K
2
O 0,16 0,05 0,01 0,01 0,05 0,02
H
2
O 0,95 4,18 7,09 7,46 8,47 3,50
99,77 100,85 102,15 100,18 100,96 101,07
Ghi chú :
1. Trong phép phân tích này, các mẫu đá đợc nghiền nát thành bột mịn trớc khi đem đi phân tích
từng nguyên tố.
2. Kết quả phân tích đợc biểu diễn dới dạng hàm lợng % của từng nguyên tố đối với những hợp
phần ít (chiếm khoảng vài trăm phần triệu (p.p.m), hoặc ít hơn), và dới dạng hàm lợng % của ôxít
tơng ứng đối với những hợp phần lớn hơn (chiếm từ 0,01% trở lên).
3. Trong qúa trình phân tích, tổng hàm lợng của các nguyên tố hiếm khi đạt 100% vì mỗi một hợp

phần đợc thực hiện bởi một phép phân tích riêng biệt và mỗi phép phân tích chỉ mang tính tơng 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 lợng tơng 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 phơng thức biến đổi của các khoáng vật trong đá, chúng ta có
thể hiểu đợc những phản ứng trao đổi hóa học giữa đá và nớc biển diễn ra nh
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 thờng có
thành phần khác nhau không nhiều. Nhng 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 đợc hình thành bởi các phản ứng hóa học với những khối nớc 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 phơng 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 nớc biển xâm nhập vào bazan và (ii) hợp
phần nào là từ bazan xâm nhập vào nớc 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 dơng do các phản ứng hóa học gây ra bởi dòng nớc biển nóng
có thể lộ ra trên bề mặt đáy biển?
5.2.2 Những thay đổi xảy ra trong nớc 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 phơng thức di
chuyển của các nguyên tố hóa học trong đại dơng. Đó chính là các phản ứng
thủy nhiệt xảy ra trong nớc biển, bằng việc so sánh thành phần của nớc biển
thờng với dung dịch thủy nhiệt, chúng ta có thể theo dõi đợc những thay đổi

này (bảng 5.2).
Bảng 5.2: (a) Các nguyên tố hòa tan chiếm thành phần chủ yếu trong nớc biển
Nguyên tố Nồng độ (ppm) Thành phần hoà tan chính
Cl 19500



Cl
-
Na 10500



Na
+
Mg 1290



Mg
2+
S 905



SO
4
2+
Ca 400

Ca
2+
K 380



K
+
Br 67



Br
-
C 28



HCO
3
-
Sr 8



Sr
2+
B 4

BO
3
3-
Si 3


Si(OH)
4

F 1



F
-

Câu hỏi 5.3 Bảng số liệu 5.2(b) cho thấy những bằng chứng gì chứng tỏ dung
dịch thủy nhiệt có (i) tính axit và (b) tính khử cao hơn nớc biển?
So sánh bảng 5.1 và 5.2 cho thấy một số nguyên tố chiếm hàm lợng khá lớn
trong nớc biển, nhng trong thành phần của đá chúng chỉ là các nguyên tố vết,
ngoại trừ natri, là nguyên tố duy nhất chiếm vai trò quan trọng trong thành
phần hóa học của đá và nớc biển.
Bảng 5.2: (b) Thành phần hóa học của một dung dịch thủy nhiệt đặc
trng có nhiệt độ 350
0
C, đợc lấy tại vùng khối nâng đông Thái Bình
Dơng tại 21

0
bắc và nớc biển thờng. Đơn vị hàm lợng đợc tính
bằng phần triệu. Độ pH của dung dịch này là 4,0, trong khi pH của nớc
biển đo đợc xấp xỉ 8
Nguyên tố Dung dịch thủy nhiệt Nớc biển

Cl 17300

19500



Na 9931

10500



Mg -

1290



S (dới dạng SO
4
2-
) -

905

S (dới dạng H
2
S) 210

-



Ca 860

400



K 975

380



Sr 8

8



Si 600

3



Li 6

0,18



Rb 2

0,12



Ba 5-13


210
-2


Zn 7


510
-3

Fe 101


210
-3


Mn 33


110
-4

Ghi chú:
1. Các nguyên tố thể hiện trong bảng 5.2(a) là những hợp phần chủ yếu trong nớc biển. Phần lớn
các nguyên tố này đợc đo trực tiếp, số còn lại đợc phân tích bằng các phơng pháp hóa học.
2. Đơn vị hàm lợng của các nguyên tố đợc tính bằng đơn vị p.p.m. để giúp cho các mục đích
tham khảo sử dụng thuận lợi hơn.
3. Nói chung nồng độ hàm lợng của các nguyên tố nêu trong bảng 5.2(a) đều mang tính chất đại
diện vì đôi khi các giá trị trung bình này có thể sai khác đôi chút so với một số kết qủa nghiên cứu
tơng tự khác. Tuy nhiên, trong đại dơng tổng hàm lợng của các hợp phần hoà tan dao động rất
ít, chỉ khoảng vài phần trăm và tỉ lệ tơng quan giữa chúng gần nh 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 lợng nớc đi qua một
đơn vị khối lợng đá (tức là tỷ số nớc : đá) lớn hơn 10 và đi vào đá khi tỉ số này
nhỏ hơn 10.
Hàm lợng kali trong một số dung dịch thủy nhiệt có thể cao hơn nhiều so
với nớc biển, nhng chỉ khi nhiệt độ dung dịch vợt qúa 150

0
C. Trong điều kiện
nhiệt độ thấp hơn, dới tác động của quá trình phong hóa trên đáy biển kali
trong nớc biển có thể bị đá hấp thụ.
Hàm lợng silic trong dung dịch thủy nhiệt cũng có thể cao hơn nhiều so với
trong nớc biển và đạt bão hòa khi hệ thống dung dịch có nhiệt độ và áp suất
nh 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
(SiO
2
) thành thạch anh thờng xảy ra. Ngoài ra, một số hợp chất sunfat sẽ bị
khử thành sunfit (H
2
S, bảng 5.2 (b)), những phần sunfat còn lại kết tủa cùng
canxi thành khoáng vật anhydrit (CaSO
4
). 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 ngời 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
nớc biển tầng đáy hình thành nên các mạch phun nớc 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
nớc biển và xâm nhập vào thành phần của đá (xem câu hỏi 5.2(a)) tạo ra các
khoáng vật biến chất giàu manhê nh mô tả ở mục 5.2.1. Trái lại, sắt và
mangan đều có khả năng hòa tan trong môi trờng khử của dung dịch thủy
nhiệt nên đó là lý do chúng có mặt với hàm lợng cao. Tuy nhiên vì các ion sắt

Fe
2+
và Mg
2+
có cùng kích thớc, điện tích và vị trí trong mạng cấu trúc tinh thể
nên sắt Fe
2+
có thể theo manhê Mg
2+
đi vào thành phần của các khoáng vật biến
chất thủy nhiệt nhiều hơn vào dung dịch. Vì vậy, trong một vài trờng 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 dơng dao
động trong khoảng 50 đến 100, nhng trong dung dịch thủy nhiệt chỉ bằng 3 (so
sánh các bảng 5.1 và 5.2(b)). Nói chung hàm lợng mangan đi vào dung dịch
thủy nhiệt nhiều hơn sắt. Dới điều kiện oxit hóa trong môi trờng phong hóa
đáy đại dơng, cả sắt và mangan đều không hòa tan và bị giữ lại trong các hợp
chất hydro oxit tàn d (dạng gỉ sắt) phủ trên bề mặt lớp vỏ đại dơng.
Hàm lợng clo trong dung dịch thủy nhiệt không đáng kể so với trong nớc
biển. Điều này hoàn toàn phù hợp với kết quả thực nghiệm, nhng 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 dơng là khả năng dự đoán trớc 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 dơng đợc phát hiện lần đầu
tiên vào năm 1977, tại độ sâu 2500m nớc trong vùng trục tách dãn Galapagos
thuộc vùng xích đạo đông, kinh tuyến 86

o
tây. Đây đều là các mạch nớc ấm có
nhiệt độ không cao, chỉ khoảng từ 6-20
o
C, nhng vẫn cao hơn nhiệt độ vùng nớc
đáy đại dơng bao quanh (2
0
C). 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 nớc biển lạnh
trong tầng đá bão hòa nớc nằm phía trên tầng địa chấn 2A.
Các thí nghiệm thực nghiệm đã chứng minh manhê bị di chuyển ra khỏi
nớc biển là do các phản ứng hóa học xảy ra giữa nớc biển có nhiệt độ cao với
đá; vì vậy, bất kỳ lợng manhê nào đợc 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 nớc biển. Theo mô hình này, hàm lợng
manhê Mg
2+
trong các mẫu dung dịch thủy nhiệt nhiệt độ thấp có sự tơng quan
nghịch với nhiệt độ, nếu dùng phơng pháp ngoại suy cho lợng Mg
2+
giảm
xuống bằng không thì điểm giao cắt với trục nhiệt độ sẽ là 350
o
C, tức là nhiệt độ
của dung dịch thủy nhiệt ban đầu khi cha hoà trộn với nớc biển sẽ phải tơng
đơng nh thế. áp dụng tơng tự đối với các hợp phần khác cũng có thể cho
phép chúng ta dự đoán trớc thành phần của các dung dịch nhiệt độ cao. Các thí
nghiệm đợc 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 nớc biển.
Thành công đầu tiên là việc phát hiện ra những cột khói đen bên dới tầng
nớc dày 2500m trên vùng sống núi thuộc khối nâng đông TBD tại vĩ tuyến 21
o
bắc vào năm 1979. Đó là những cột khói đợc hình thành bởi dòng nhiệt dịch có
nhiệt độ 350
o
C 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
nớc 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 trng 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, ngời ta đã phân loại đợc hai kiểu dòng thủy nhiệt
khác nhau. Đó là dòng thủy nhiệt phun trào có nhiệt độ cao, từ 350
0
C 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 nớc ấm với nhiệt độ phun trào phổ biến không
qúa 20
o
C và rất ít khi vợt 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 30-330
o
C 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 (BaSO
4
) và một ít các sunfua sắt (FeS và FeS
2
) và silic (SiO
2
).
Hình 5.7 biểu diễn khả năng liên quan giữa ba kiểu dòng thủy nhiệt: khói
đen, khói trắng, dòng nớc 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 trờng
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 nớc nóng đang dâng trồi có cơ hội hoà
trộn với nớc biển lạnh ở gần tầng mặt đáy biển. Những khoáng vật đợc kết tủa
giữa các tầng đất đá có thể là silic (SiO
2
), anhydrit (CaSO
4
), barit (BaSO
4
),
canxit (CaCO
3
), 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 trng tại vị trí xuất hiện cột khói đen. Vì không có sự tiếp xúc với
nớc biển xâm nhập do bị bao vây nên dung dịch thủy nhiệt cha bị pha loãng sẽ
phun trào ở nhiệt độ cao và tạo ra các kết tủa của nguyên tố hoà tan khi nó gặp

nớc biển tầng đáy. Kết qủa của qúa trình này là sự xuất lộ của những cột khói
đen đặc trng có chứa các hạt sunfua kim loại .
Theo suy luận trên, ngời ta cho rằng bên dới các dòng thủy nhiệt có sự
tích tụ của các khoáng vật sunfua và sunfat dới 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 nớc biển lạnh nhờ sự bão hòa nớc của tầng đá
trên cùng của lớp vỏ đại dơng. Những dòng thủy nhiệt nớc 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, nhng chúng không bao giờ có thể ngăn cản hoàn toàn
qúa trình thẩm thấu của nớc 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 thờng có xu hớng ngăn cản qúa trình hoà trộn với nớc
biển thẩm thấu trong tầng đá 2 để dung dịch thủy nhiệt khi trào lên tới bề mặt
đáy biển vẫn giữ đợc nhiệt lợng ban đầu và sinh ra các kết tủa sunfua khi gặp
nớc 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 dơng (mục 5.6).
Nh vậy, trong lớp vỏ đại dơng 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 đợc hình thành từ dung dịch thủy nhiệt
xảy ra tại vùng trục tách dãn đại dơng cổ.
Một điều đáng chú ý là sự biến đổi nhiệt độ đột ngột của các dòng thủy nhiệt
tại độ sâu cách mặt đáy biển khoảng nửa km hoặc xấp xỉ nh vậy đợc thể hiện
khá rõ trên hình 5.7. Đây là độ sâu thuộc phần lớp vỏ đại dơng trên cùng nơi
mà mật độ các khe nứt trong đá và các mảnh vụn bở rời của gối dung nham tập
trung nhiều nhất. Phần này tơng đơng với tầng địa chấn 2A là tầng đá có độ
thẩm thấu lớn nên thờng xuyên bị bão hòa nớc do sự xâm nhập liên tục của
lớp nớc biển nằm trên. Các phản ứng xảy ra trong qúa trình phong hóa đáy
biển luôn chiếm u thế trong tầng 2A (nhiệt độ ở đây thờng dới 20

o
C). Nói
chung, ở độ sâu nhỏ hơn 1km dới bề mặt đáy biển, hoạt động biến chất không
diễn ra nhng tại các khu vực liền kề với sự xuất hiện của các mạch thủy nhiệt,
hoạt động biến chất vẫn có thể xảy ra.

Hình 5.7: Giả thuyết về qúa trình chuyển hóa của các dòng thủy nhiệt từ
dạng dòng ấm sang dạng khói đen. Độ xâm nhập sâu của các dòng
thủy nhiệt có sự tăng dần theo thời gian (mũi tên đen) và qúa trình
chuyển hóa thành cột khói đencó thể xảy ra bất kỳ lúc nào. Trong quá

Cột khói đen
trình chuyển hóa ở đây, dòng thủy nhiệt phun trào là dạng khói trắng.
Nói chung, một dòng thủy nhiệt có thể ngừng phát triển vào bất cứu giai
đoạn nào và không bao giờ chuyển thành dạng khói đen. Các đờng
đánh số là đờng đẳng nhiệt (
o
C) của dung dịch thủy nhiệt. Vị trí bề mặt
giới hạn khe nứt là độ sâu tối đa mà các khe nứt có thể phát triển tới và
cũng là giới hạn xâm nhập sâu của các dung dịch thủy nhiệt. Bề mặt này
nằm gần trùng với hệ thống chân rết của lò và nó có thể lún xuống khi
macma trong lò bị kết tinh và khi đó các dòng thủy nhiệt sẽ có cơ hội
xâm nhập xuống sâu hơn

Độ xâm nhập sâu của hệ thống các dòng thủy nhiệt tăng theo thời gian khi
các tầng đá nguội dần và các khe nứt hình thành ăn sâu vào trong lớp vỏ. Giới
hạn phát triển sâu của các khe nứt đợc gọi là bề mặt giới hạn khe nứt (hình
5.7). Độ rộng của khe nứt, khoảng cách giữa chúng và tốc độ xuyên cắt sâu luôn
là vấn đề nghiên cứu khó khăn do không thể quan sát trực tiếp đợc, do vậy
những phân tích về mặt lý thuyết đã đợc áp dụng. Theo đó, độ rộng của mỗi

khe nứt không thể vợt quá 1-3mm và khoảng cách giữa chúng có thể từ vài
chục cm đến 1-2m, tốc độ hạ thấp của bề mặt giới hạn khe nứt theo ớc tính là
khoảng vài mét mỗi năm. Tuy nhiên, các khe nứt sẽ không bao giờ có thể xuyên
cắt qua những lò macma còn đang nóng chảy, nhng khi macma trong lò bị kết
tinh hoàn toàn, các khe nứt có thể len lỏi xuống sâu đến tầng đá gabro 3.
Vậy sự phát triển của các dòng thủy nhiệt tại vùng trục tách dãn có tác động
gì đến sự tồn tại của các lò macma nằm bên dới chúng không?
Theo minh họa trên hình 5.7, bề mặt giới hạn khe nứt có thể lấn sâu xuống
lớp gabro nếu nh có đủ thời gian phát triển. Điều này có nghĩa là, macma ở
phần đỉnh lò có khả năng bị đông lạnh kể cả khi đang nằm gần trục do bị mất
nhiệt bởi hoạt động của hệ thống các dòng thủy nhiệt nằm trên nó. Kết qủa tính
toán thực tế đã chứng minh rằng, tốc độ chuyển tải nhiệt của hệ thống thủy
nhiệt đủ sức ngăn cản sự tồn tại lâu dài của các lò macma nóng chảy, nhất là tại
vùng trục tách dãn chậm. Nh đã trình bày trong mục 4.1.3, hiện vẫn cha phát
hiện thấy một lò macma nào dới vùng trục sống núi giữa ĐTD qua số lợng
hạn chế các mặt cắt địa chấn ngang trục qua khu vực này. Do vậy, cùng với
những biểu hiện hoạt động gián đoạn của lò macma dọc theo trục sống núi có thể
là do tính chất hoạt động phân đợt của các lò macma thì qúa trình làm lạnh
bằng hệ thống thủy nhiệt có thể dẫn đến qúa trình kết tinh hoàn toàn macma
trong lò giữa hai đợt bổ sung macma từ dới sâu (hình 4.21).
Câu hỏi 5.4 Thời gian tồn tại của các dòng thủy nhiệt ở vùng đới trục là bao
lâu? Theo tính toán, thời gian tồn tại của chúng sẽ dao dộng trong khoảng đơn vị
từ chục đến nghìn năm; nhng bạn hãy thử đa ra những đánh giá riêng với
điều kiện là giới hạn độ sâu lớn nhất mà các dòng thủy nhiệt có thể xâm nhập
xuống là 5km và tốc độ hạ thấp của bề mặt giới hạn khe nứt là vài m/năm. Kết
qủa tính toán của bạn sẽ rơi vào quãng thời gian nào trong khoảng dao động
trên?
Tốc độ phun trào của các dòng thủy nhiệt ấm là từ 0,02 - 0,1m/s và các dòng
khói đen và khói trắng là 0,5 - 5m/s. Nếu lấy các đầu giá trị này tính cho toàn
bộ các dòng thủy nhiệt đang lu thông trong đới dòng dâng trồi thì phải mất từ

15 phút đến 70 tiếng dòng nớc biển nóng mới có thể xâm nhập xuống độ sâu
5km trong lớp vỏ.
Với mỗi hệ thống thủy nhiệt riêng biệt, độ trải dài của chúng theo trục sống
núi không lớn, nói chung phần nhiều không vợt qúa vài km, nhng lại có sự
quy tụ của nhiều dòng thủy nhiệt. ít nhất 12 dòng thủy nhiệt hoạt động dới
dạng khói đen đã đợc tìm thấy trên chiều dài 800m của vùng sống núi đông
TBD ở tọa độ 21
0
bắc. Mặt khác, các vùng có hệ thống thủy nhiệt hoạt động
thờng phân bố cách nhau không đều dọc theo trục sống núi với những khoảng
cách khá lớn.
Tại sao lại nh vậy?
Có hai lý do, thứ nhất các khu vực có hoạt động thủy nhiệt thờng nhỏ hơn
nhiều so với vùng bao quanh có sự xâm nhập của nớc biển (hình 5.5), do vậy mà
giữa các vùng thủy nhiệt luôn có khoảng cách. Thứ hai là do các hoạt động
macma nằm bên dới có tính chất phân đợt và phân lập nh đã đề cập ở
chơng4 và thời gian hoạt động của các lò macma này với hệ thống thủy nhiệt
mà chúng chi phối có sự tơng đơng nhau.
5.4. Phạm vi hoạt động của các dòng thủY NHIệT
Phần lớn các dòng thủy nhiệt dạng khói đen và khói trắng đợc tìm thấy
trên đáy đại dơng nằm ở vùng trục sống núi phía đông TBD và vùng sống núi
Galapagos. Ngời ta đã phát hiện ra những hóa thạch khói đen tại vị trí ống
khói đã tắt trong khu vực cách sống núi TBD không xa chỉ vài m. Lần đầu tiên,
vào năm 1985 đã phát hiện thấy cột khói đen trên vùng sống núi ĐTD nhờ việc
sử dụng bộ thiết bị quan sát tự động đợc thả cách đáy đại dơng 10m gần vĩ
tuyến 26
0
bắc sau khi quan sát thấy một số các biểu hiện của hoạt động thủy
nhiệt nh sự tăng nhẹ nhiệt độ nớc biển tầng đáy (mục 5.5) hay sự tăng cao của
hàm lợng Mn trong nuớc biển vùng thung lũng giữa núi. Vị trí cột khói đen

vùng sống núi ĐTD đợc tìm thấy trong lòng thung lũng địa hào ở độ sâu 3800m
dới mực nớc biển, nói chung sâu hơn rất nhiều so với các miệng phun trào
thủy nhiệt trên TBD, vì vậy mà các trầm tích kết tủa sunfua bao quanh miệng
cột khói cũng lớn hơn nhiều.
Dựa vào hình 5.6 và các mẫu đá biến chất đợc lấy lên từ các lỗ khoan và
gầu xúc trên vùng sống núi đại dơng, chúng ta có thể chắc chắn rằng, hoạt
động thủy nhiệt diễn ra tại bất kỳ vị trí nào có sự xuất hiện của lò macma nằm
bên dới hệ thống trục tách dãn kéo dài suốt 50.000km. Tính theo thời gian địa
chất, đới trục sống núi đợc coi là một nguồn nhiệt lớn kéo dài trên khắp tất cả
các đại dơng thế giới. Vùng có các hoạt động thủy nhiệt kể trên thờng nằm
cách trục không qúa 200m và chính là đới dòng thủy nhiệt dâng trồi nằm phía
trên đỉnh lò macma nh mô tả ở hình 5.5 và 5.7. Đới các dòng nớc biển xâm
nhập có sự lan tỏa trên diện tích rộng hơn, bao phủ cả những phần nguội lạnh
của trục sống núi và đặc biệt là hai sờn. Một vài dòng thủy nhiệt nằm cách xa
trục có thể liên quan đến hoạt động macma nằm bên dới các đỉnh núi lửa ngầm
và những trầm tích chứa quặng nhiệt dịch đợc tìm thấy trong phức hệ ophiolit
rất có thể là sản phẩm của các hoạt động bên ngoài trục này.
Lớp vỏ đại dơng khi mới hình thành phải nằm trong đới phát sinh các dòng
thủy nhiệt dâng trồi của hệ thống đối lu vùng trục vì nó đợc thành tạo ngay
tại trục sống núi. Tốc độ di rời của lớp vỏ này là vài cm/năm.
Nếu giả sử tốc độ tách dãn đáy biển trung bình là 2cm/năm thì hỏi trong
50.000 năm, lớp vỏ đại dơng vừa mới hình thành sẽ bị đẩy cách trục bao xa?
Khoảng cách đó sẽ vào khoảng 1km và nằm hoàn toàn trong đới xâm nhập
của nớc biển lạnh trong hệ thống đối lu chứ không phải là nớc biển nóng. Vì
vậy, lớp vỏ đại dơng mới hình thành thoạt đầu sẽ bị đẩy ra khỏi vùng phát sinh
dòng thủy nhiệt dâng trồi để rồi sau đó di chuyển sang đới xâm nhập nớc biển
lạnh.

Hình 5.8: Sự xuất hiện của các dòng đối lu phía bên ngoài sống núi có
thể đợc xác định thông qua các kết qủa đo đạc hoạt động của dòng

nhiệt (câu hỏi 5.5). Những chấm tròn nhỏ biểu diễn các số đo rời rạc,
trục đứng thể hiện biên độ của một vài số đo. Đờng đứt đoạn là dòng
nhiệt dự đoán theo giả thiết truyền dẫn. Mặt cắt ở bên dới cho thấy bề
mặt địa hình với lớp phủ trầm tích có bề dày tăng dần, đây là mặt cắt qua
vùng sống núi Galapagos. Ghi chú: đơn vị tuổi đợc tính là 10
5
năm và
sơ đồ trên biểu diễn phần đuôi phía trái của đồ thị trên hình 5.6 đã đợc
phóng đại lên gấp nhiều lần
Trong qúa trình hình thành và phát triển, lớp vỏ đại dơng bazan có sự tiếp
xúc với cả nớc biển nóng và lạnh. Điều đó có nghĩa là nó trải qua các giai đoạn
lu thông nớc biển khác nhau với các phản ứng hóa học và trao đổi nguyên tố
đặc trng. Tại một khoảng cách cách xa trục nào đó (có thể là vài km) các dòng
đối lu có thể bị khóa chặt trong các tầng đá mà chúng xuyên cắt. Khi đó, hai
đới dòng xâm nhập và dâng trồi gần nh là cố định so với các lớp đất đá bao
quanh, nhng các dòng lu thông trong đó vẫn tiếp tục với cờng độ giảm dần
theo mức độ nguội lạnh của lớp vỏ đang ngày càng già đi. Hiện tại, ngời ta vẫn
còn ít biết đến hoạt động của các dòng đối lu phía bên ngoài sống núi, tuy nhiên
các kết qủa khảo sát chi tiết hoạt động của dòng nhiệt đã cho thấy những bằng
chứng rõ ràng về sự hiện diện của chúng nh trên hình 5.8.
Câu hỏi 5.5 Các đỉnh trên và đỉnh dới của đồ thị biểu diễn mặt cắt dòng
nhiệt trên hình 5.8 có tơng ứng với các đới dòng dâng trồi và xâm nhập không?
Tại một vài nơi có những bằng chứng cho thấy các dòng đối lu phía bên
ngoài trục xâm nhập cả vào các tầng đá phun trào và trầm tích. Thậm chí,
chúng vẫn tiếp tục lu thông tuần hoàn bên dới tầng trầm tích dày không
ngấm nớc, không có sự đối lu với nớc biển nằm trên cho đến khi toàn bộ hệ
thống bị nguội lạnh hoàn toàn và dừng lại.
Trong qúa trình thực hiện một số lõi khoan sâu, ngời ta đã quan sát thấy
sự hút xuống của nớc biển vào các lỗ khoan khi nó chọc thủng tầng trầm tích
dày che phủ lên trên hệ thống dòng thủy nhiệt còn đang hoạt động. Hiện tợng

này xảy ra là do sự mất cân bằng với trờng áp suất thủy tĩnh bên ngoài của hệ
thống các dòng thủy nhiệt khiến chúng có áp lực thấp hơn so với môi trờng bao
quanh.
Những sơ đồ mặt cắt tơng tự nh trên hình 5.8 đã đợc ghi nhận trong lớp
vỏ đại dơng có tuổi khoảng 55 triệu năm (ví dụ ở ấn Độ Dơng) và phạm vi lu
thông các dòng thủy nhiệt bên trong chúng hoàn toàn phù hợp với kết qủa suy
luận trên hình 5.6. Hơn nữa, ngay tại những lớp vỏ đại dơng đợc hình thành
trong các bồn trũng sau cung đảo (hình 3.8) cũng có những dấu hiệu cho thấy
hoạt động của các dòng thủy nhiệt tại đó (mục 5.6). Điều này chứng tỏ rằng, hoạt
động thủy nhiệt không chỉ giới hạn trong vùng trục sống núi mà chúng còn lan
tỏa rộng ra hai bên sờn núi.
Nói một cách đầy đủ, các dòng thủy nhiệt đang lu thông trong một phần ba
lớp vỏ đại dơng thế giới đều là những hậu duệ phát sinh của hệ thống các dòng
thủy nhiệt ban đầu sinh ra từ vùng trục sống núi. Với chiều dài lịch sử phát
triển của lâu dài của nó, có thể khẳng định rằng những biến đổi hóa học xảy ra
trong các tầng đá và nớc biển do các dòng thủy nhiệt gây ra là rất phức tạp và
không giống nhau giữa các khu vực.
5.4.1. Sự đa dạng của hệ thống thủy nhiệt
Theo nguyên lý cơ bản, hoạt động của các dòng đối lu nớc biển trong lớp
vỏ đại dơng nói chung là đơn giản, nhng trên thực tế thì chúng phức tạp hơn
rất nhiều. Độ mặn của nớc biển đợc đun nóng trong hệ thống thủy nhiệt là
một yếu tố xúc tác mạnh và có sự biến đổi đa dạng trong các phản ứng hóa học
xảy ra dới điều kiện môi trờng nhiệt độ cao tới 350
0
C và khoảng dao động áp
suất từ 500-1000at cha kể tới sự phân nhánh phức tạp của hệ thống.
Nớc biển lu thông trong các dòng nhiệt có thể đạt tới trạng thái cân bằng
với các tầng đá vây quanh tại một phần nào đó trong hệ thống, nhng ở các phần
khác nó có thể gây ra những phản ứng hóa học với đất đá do điều kiện nhiệt độ
và áp suất môi trờng bị thay đổi. Khi đó, sẽ có thêm các nguyên tố hoà tan và

kết tủa mới xuất hiện, đó có thể là sự hoà tan của các nguyên tố đợc kết tủa
trớc đó hoặc sự kết tủa của các nguyên tố vừa mới bị hoà tan. Phạm vi xảy ra
sự tơng tác giữa nớc và đá phụ thuộc vào tổng khối lợng nớc đang lu thông
trong toàn bộ hệ thống (tỉ số nớc/đá) và lu tốc của nó. Tỉ số nớc : đá có thể
đợc xác định một cách tơng đối dựa trên thành phần hóa học của chúng,
nhng nói chung thờng ít chính xác vì chúng ta không bao giờ biết chắc đợc
nớc đang lu thông các mạch thủy nhiệt chỉ tham gia một lần vào các phản ứng
hóa học trong chu kỳ tuần hoàn nó. Chẳng hạn, trong thành phần của các đá
phiến lục lấy lên từ đáy đại dơng, chiếm phần lớn là thạch anh và clorit, trong
đó hàm lợng SiO
2
từ 60 - 70% hoặc có thể lớn hơn, hàm lợng MgO từ 5 - 7%
hoặc có thể nhỏ hơn.
Nghiên cứu bảng 5.1, có thể nói gì về các phản ứng đã xảy ra giữa nớc và
đá để hình thành nên các loại đá đó?
Căn cứ vào các số liệu phân tích trong bảng 5.1 và 5.2, có thể nói rằng các
phản ứng hóa học đã đa thêm silic vào trong thành phần của đá trong khi
manhê lại bị tách ra khỏi đá, điều này dờng nh hơi trái ngợc với những gì
phải xảy ra theo quy luật thông thờng. Bỏ qua những bất thờng này, dựa vào
lợng thông tin sẵn có và những giả thiết hợp lý, chúng ta vẫn có thể đa ra
những giá trị ớc đoán về tỉ số giữa nớc : đá trong hệ thống thủy nhiệt, đó là 1
đến xấp xỉ 50:1 (tỉ số nớc/đá, theo khối lợng). Vì tính phân nhánh phức tạp
của hệ thống nên tỉ số trên có thể bị biến đổi khác nhau ngay trong cùng một hệ
thống, chẳng hạn do sự cách ly của một mạch thủy nhiệt nào đó với hệ thống
dòng lu thông chính.
Xét từ góc độ tỉ số nớc/đá, không phải dung dịch nhiệt dịch nào đợc phun
trào từ các miệng khói đen cũng có thành phần hóa học và nhiệt độ giống nh
loại đợc mô tả trong bảng 5.2(b). Một vài giá trị biên thiên sẽ xuất hiện cho dù
tỉ lệ giữa các hợp phần khác nhau trong mỗi dung dịch biến đổi không nhiều.
Nhiệt độ phun trào của các cột khói đen qua khảo sát phần lớn nằm trong

khoảng 350
0
C

- 400
0
C.
Có lẽ sự xuất hiện của hệ thống thủy nhiệt ở vùng biển Đỏ (hình 3.3 và 3.4)
là kém đặc trng nhất. Tại các vùng hố sâu đới trục, bên duới lớp bùn trầm tích
dày giàu kim loại là sự tập trung của các dòng thủy nhiệt mặn có độ muối trên
300%o, lớn hơn nhiều so với nuớc biển Đỏ thờng (mặc dù nớc biển Đỏ cũng
thuộc loại có độ muối cao, tới gần 40%o) và nhiệt độ khoảng 60
0
C trở lên. Vì có độ
muối cao, nên dù đợc hâm nóng các dòng thủy nhiệt mặn vẫn có tỉ trọng lớn
hơn nớc biển đỏ thông thờng nên nó có xu huớng bị dồn đọng trong những hố
sâu nằm bên sờn dốc và không thể thoát ra ngoài. Nhiều khả năng độ mặn cao
của các dòng thủy nhiệt này là do qúa trình hoà tan của các trầm tích muối nằm
gần đó (mục 3.2.1).

Hình 5.9: Giá trị đo thực nghiệm vận tốc sóng nén qua tầng đá bão hòa
nớc trong vỏ đại dơng dới điều kiện áp suất 1kbar
5.4.2. Biến chất thủy nhiệt

Chúng ta đã biết những dấu hiệu về hoạt động của các dòng thủy nhiệt ở
nhiều vùng dại dơng khác nhau nhng các dấu hiệu cho thấy phạm vi hoạt
động biến chất của các dòng thủy nhiệt trong lớp vỏ đại dơng thì sao? Theo
minh họa của hình 5.7, nhiệt độ phần trên của lớp vỏ đại dơng nằm trong
khoảng độ sâu xấp xỉ 500m qúa thấp để có thể gây ra các hoạt động biến chất
ngoại trừ những vùng phụ cận bao quanh các mạnh dẫn khói đen (nhiệt độ

thành tạo các đá biến chất phiến lục là từ 200-400
o
C - mục 5.2.1). Tuy nhiên,
nhiệt độ xuyên suốt nửa phần dới của tầng địa chấn 2 lại nằm trong giới hạn
nhiệt độ yêu cầu của đá biến chất phiến lục nên nhiều khả năng các tầng đá ở
đây đã bị biến chất mạnh mẽ, nhng tiếc là các phơng pháp nghiên cứu địa
chấn không thể khẳng định điều này.
Câu hỏi 5.6 Xem hình 5.9 và giải thích tại sao các phơng pháp địa chấn
không thể cho chúng ta biết vỏ đại dơng có bị biến chất hay không?
Để có thể xác định đợc các hoạt động biến chất trong vỏ đại dơng, cách
duy nhất là lấy mẫu trực tiếp. Các mẫu đợc thu thập bằng gầu ngoạm hoặc
thiết bị lặn tự động thờng chỉ nằm ở các tầng trên cùng của lớp vỏ, nơi chịu tác
động chủ yếu của qúa trình phong hóa đáy biển, còn những mẫu đất đá có nguồn
gốc dới sâu nhng xuất lộ trên đáy biển là do hoạt động của các đứt gãy. Cả hai
mẫu đá biến chất và không biến chất đợc lấy lên từ các vùng có đứt gãy đều
không thể coi là các mẫu đại diện vì rất có thể hoạt động của các đứt gãy lớn chỉ
tập trung tại những vùng có hoạt động của các dòng thủy nhiệt. Các thân lõi
khoan đợc thực hiện trong các dự án khoan sâu đáy biển và đại dơng (DSDP
và ODP) hiếm khi xâm nhập tới tầng đá phun trào nằm ở độ sâu trên một vài
trăm m, chỉ riêng lỗ khoan sâu đợc thực hiện ở TBD, cách phía tây Ecuador
400km vào năm 1981 là thành công khi xuyên xuống độ sâu 1075m (lỗ khoan
504B, dự án DSDP). Nó đã chạm tới tầng dung nham lava dạng gối và tầng dung
nham dạng dyke đã bị biến chất thành phiến lục ở độ sâu lớn nhất mà mũi
khoan đạt đợc. Trong phức hệ ophiolit, qúa trình biến chất của các tầng đá có
sự phát triển theo chiều sâu, ở phần trên của dung nham lava dạng gối, biểu
hiện của qúa trình biến chất gần nh bằng 0 (chủ yếu là qúa trình phong hóa
đáy biển), nhng sau đó càng rõ rệt dần khi đi xuống sâu, thể hiện qua sự có
mặt của các đá chứa zeolit rồi đến đá phiến lục và đôi khi là amphibolit trong
tầng dung nham dyke dạng lớp và gabro. Điều này cho thấy rằng các qúa trình
biến chất thủy nhiệt có thể xảy ra xuyên suốt qua nhiều tầng đá của lớp vỏ đại

dơng.
5.5. lợng nhiệt chuyển tải qua các dòng thủy nhiệt
Hình 5.6 cho thấy rằng, phần lớn lợng nhiệt bị mất đi ở vùng trục tách dãn
và lợng nhiệt thất thoát qua con đờng đối lu có sự giảm dần theo hàm lũy
thừa khi cách xa trục. Tổng lợng nhiệt thất thoát, tức là lợng nhiệt bị mất đi
qua hoạt động của các dòng thủy nhiệt trong dại dơng (tốc độ chuyển tải nhiệt
của các dòng đối lu) theo tính toán của nhiều tác giả khác nhau là vào khoảng
8 1019J đến 3 1020J/năm. Điều đó có nghĩa là phải cần một thể tích nớc
biển tơng đơng với toàn bộ nớc đại dơng thế giới lu thông trong lớp vỏ suốt
10 triệu năm mới sinh ra lợng thất thoát nh vậy.
Tốc độ của các dòng thủy nhiệt lu thông trong lớp vỏ đại dơng, F
(kg/năm), cần đạt đợc để có thể chuyển tải đợc toàn bộ khối lợng nhiệt theo
giá trị ớc tính trên đợc xác định theo công thức sau:

)TT(c
H
F
12w



(5.1)
trong đó
H - tốc độ chuyển tải của dòng nhiệt đối lu đã đợc cho trớc ở trên;
c
w
- nhiệt dung riêng của nớc biển: 4,0 10
3
Jkg
1-

0
C
-1
T
1
- nhiệt độ ban đầu của nớc biển tầng đáy, khoảng 2
0
C,
T
2
- nhiệt độ phun trào của nớc biển sau khi lu thông qua lớp vỏ, khoảng
300
0
C.
Giá trị T
2
ở đây đợc gán là 300
0
C vì phần lớn lợng nhiệt mất đi tập trung
trong một đới hẹp gần kề hai bên trục sống núi. Nhiệt độ phun trào cao nhất của
nớc biển là ở các họng khói đen nằm ngay trên vùng trục sống núi, còn nhiệt
độ phun trào thấp nhất của nớc biển thờng xuất hiện tại phần rìa cánh núi.
Câu hỏi 5.7 (a) Cho giá trị trung bình của H

2

10
20
J/năm, dựa vào các

thông tin trên và công thức 5.1 hãy tốc độ lu thông của nớc biển trong vỏ đại
dơng theo đơn vị năm.
(b) Giả sử khối lợng nớc biển trong đại dơng là 1,4

1021kg. Hãy chứng
minh khối lợng nớc trên cần ít nhất là 10 triệu năm để có thể lu thông tuần
hoàn trong vỏ đại dơng theo nh câu trả lời ở phần (a).
Nếu khối lợng nớc biển lu thông trong vỏ đại dơng hàng năm là
1,71014kg (xem câu trả lời 5.7) có chứa lợng Ca
2+
với giá trị nồng độ nh trong
bảng 5.2(b), thì trong dung dịch thủy nhiệt sẽ có thêm lợng canxi có hàm lợng
là 460ppm. Nh vậy, tổng lợng canxi có thể cung cấp cho nớc đại dơng hàng
năm sẽ xấp xỉ 7,810
-10
kg, giá trị này không nhỏ hơn nhiều so với lợng canxi do
sông tải ra (510
11
kg). Mặc dù vậy, một phần lợng canxi trong các dòng thủy
nhiệt là sản phẩm tái kết tủa ngay trong lớp vỏ, chúng thờng nằm dới dạng
các hợp chất nh anhydrit (CaSO
4
), canxit (CaCO
3
) tại những phần mất nhiệt
của dòng đối lu (mục 5.2.2 và 5.3.1). Dựa vào cách tính phức tạp hơn về thông
lợng các nguyên tố, ngời ta thấy rằng hoạt động thủy nhiệt chính là nguồn
cung cấp chủ yếu liti, rubi và mangan cho đại dơng và là nguồn đóng góp quan
trọng bari, silic và canxi cho nớc biển. Ngoài ra, nó còn là tác nhân chính gây
lắng chìm Mg

2+
và SO
4
2-
do sông đa vào đại dơng.
Những tại sao kali lại không đợc đề cập tới trong danh mục này khi mà nó
cũng chiếm phần quan trọng trong thành phần của nớc biển và dung dịch thủy
nhiệt (bảng 5.2 b)?
Nh đã trình bày trong mục 5.2.2, nguyên tố kali là một nguyên tố có khả
năng bị tách ra khỏi thành phần của đá khi có sự tiếp xúc với các dòng nớc biển
có nhiệt độ cao và xâm nhập vào đá khi môi trờng nhiệt độ bị hạ thấp xuống
dới 150
0
C. Vì vậy việc đánh giá hành vi của nguyên tố này trong đại dơng là
đặc biệt khó khăn.
5.6. Sự bay hơi của cáC KHí HòA TAN Và CáC loại khí khác trong
DUNG DịCH THủY NHIệT
Heli là một chất khí nhẹ có rất ít trong khí quyển vì trọng lợng nguyên tử
của nó nhỏ và tốc độ bay hơi yếu. Heli có hai đồng vị bền vững là Heli 4 (
4
He)
thờng xuất hiện, đợc sinh ra do qúa trình phân hủy phóng xạ uran và thori -
đây là hai nguyên tố nằm phân tán khá rộng trong các tầng đá trầm tích và
phun trào mặc dù chỉ thể hiện ở hàm lợng. Heli 3 (
3
He) hiếm hơn, mới đợc
phát hiện vào năm 1938, nó đợc sinh ra từ hai nguồn chính, một là từ các tia vũ
trụ bắn phá vào trong không khí và giải thoát ra He 3, hai là nguồn nguyên sinh
sẵn có trong lòng Trái đất. Tuy nhiên, He 3 có thể bay hơi khi đợc giải thoát bởi
các khí gas có nguồn gốc từ Manti trong hoạt động phun trào, bao gồm cả các

hoạt động phun trào ở vùng trục tách dãn đại dơng.
Tỉ số
3
He/
4
He trong các dòng thủy nhiệt gần nh là lớn nhất so với các môi
trờng khác.
3
He là hợp phần duy nhất trong dung dịch thủy nhiệt có nguồn gốc
hoàn toàn từ manti chứ không phải từ các hoạt động tơng tác giữa đá và nớc.
Vì thế Heli 3 đợc coi là một nguyên tố vết có giá trị chỉ thị hớng di chuyển của
các dung dịch thuỷ nhiệt khi tiến tới miệng phun trào. Hơn nữa, Heli có khả
năng bay hơi nhanh chóng và thoát ra khỏi bề mặt đại dơng nên nếu trong
nớc biển có tồn tại một lợng Heli 3 nào đó thì chắc chắn đó là lợng Heli mới
xâm nhập vào cha lâu, nhiều nhất cũng chỉ vài trăm nghìn năm.
Hình 5.10 minh họa các đờng đẳng nhiệt của dòng thủy nhiệt phun trào
trên vùng khối nâng đông TBD tại tọa độ 15
0
nam dựa trên tỉ số
3
He/
4
He. Qua đó
thấy rằng, các dòng thủy nhiệt có hớng lệch về phía tây ở độ sâu 2 - 3km và toả
rộng trên hàng nghìn km.
Tốc độ tách dãn dọc theo hớng trục kéo dài của vùng sống núi phía đông
TBD lớn hơn các đại dơng khác (xem chơng 3) và tỉ số
3
He/
4

He trên vùng khói
đen nằm ở 21
0
nam lớn gần gấp 10 lần so với những nới khác. Riêng có khu vực
biển Đỏ và vịnh California, nơi có những bồn trũng trẻ kéo dài có độ sâu nông và
hoạt động thủy nhiệt bị hạn chế là có nồng độ Heli cao.
Xem lại hình 5.4, ta sẽ thấy rõ sự phân bố bất đối xứng của các trầm tích
giàu kim loại trên vùng sống núi đông TBD (giữa tọa độ 5
0
nam và 40
0
nam).
Hình 5.11 biểu diễn chế độ dòng chảy (đợc xác định độc lập) qua vùng đỉnh
sống núi với các bậc độ sâu khác nhau tơng ứng với phông nền mầu trầm tích.
Mối tơng quan giữa độ sâu và trầm tích trong khu vực này nhìn chung là rõ rệt.
Tuy nhiên, trớc khi phát hiện ra các dòng chứa
3
He (hình 5.10), mô hình hoàn
lu ở Thái Bình Dơng không bao gồm chế độ dòng chảy ở vùng đỉnh sống núi
nh trên hình 5.11. Nhng nếu những bằng chứng cho thấy sự tồn tại của chế độ
dòng chảy này đợc xác lập, dựa vào các biến trạng thái hải dơng học (nhiệt độ,
độ mặn, tỷ trọng, nồng độ ôxy hoà tan, chất dinh dỡng) đã biết, mô hình hoàn
lu mới sẽ nhanh chóng đợc thiết lập.

Hình 5.10: Chùm phát tán của dòng nhiệt giàu
3
He trên đỉnh sống núi
đông TBD tại 15
0
bắc cho thấy sự lan truyền lệch về phía tây của khu

vực phía trên đỉnh núi. Các đờng contour thể hiện tỉ số
3
He/
4
He đợc
xác định dới dạng delta-
3
He, hoặc
3
He, là đơn vị thể hiện lợng
3
He
trong nớc biển so với không khí