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

CHƯƠNG 7
Bối cảnh TOàN Cầu
Trong chơng này, chúng ta sẽ cố gắng khái quát toàn bộ các qúa trình tự
nhiên đang diễn ra trong bối cảnh toàn cầu. Trong đó, sự tiến hóa của các đại
dơng không thể tách rời với khối nớc biển trong lòng chúng. Những biến đổi về
hình dáng, kích thớc và vị trí của các đại dơng cùng với những thay đổi về khí
hậu đều có ảnh hởng chi phối đến thành phần và hoàn lu của nớc biển. Cuối
cùng, chính nớc biển lại đóng vai trò quyết định tới sự phân bố của các hoạt
động sinh học và qúa trình thành tạo trầm tích trên đáy đại dơng. Sơ đồ trên
hình 6.1 chỉ là sự phân bố tạm thời của các loại trầm tích hiện đại trên đáy đại
dơng ngày nay. Tuy nhiên, theo thời gian, chắc chắn sẽ có những biến đổi xảy
ra trong mô hình trầm tích này nh là một quy luật tất yếu.
7.1. chu trình TOàN CầU

Hình 7.1: Sơ đồ chu trình toàn cầu với các mối liên kết giữa vỏ Trái đất,
manti, thủy quyển và khí quyển. Sơ đồ này cho thấy, chu trình của các
nguyên tố hóa bao giờ cũng xuyên qua đại dơng
Kể từ khi lớp vỏ thủy quyển của trái đất hình thành, sự tuần hoàn của các
nguyên tố hóa học đều tuân theo một chu trình bao gồm có lục địa, biển và khí
quyển (hìmh 7.1). Nh đã biết, manti là nguồn cung cấp vật chất chính cho qúa
trình thành tạo lớp vỏ cứng của trái đất, nhng theo sơ đồ chu trình trên hình
7.1, manti còn là nguồn cung cấp trực tiếp các chất khí và hơi cho khí quyển và
đại dơng. Thông qua các hoạt động núi lửa, các hợp phần bay hơi nguyên sinh
(hơi nớc, CO
2
, HCl, SO
2
và nhiều khí khác) đã đợc giải thoát ra khỏi manti.
Các chất khí có thể quay vòng trở lại manti nếu chúng bị mắc kẹt trong các lớp
đất đá và trầm tích hoặc kết hợp với các thành phần hóa học trong lớp vỏ đại
dơng bị cuốn xuống dới manti tại các đới hút chìm.

Chu trình hóa học quay vòng từ lục địa tới đại dơng, xuống đáy đại dơng,
đi vào trong trầm tích, rồi quay trở lại lục địa có thể đợc tóm tắt thành bốn giai
đoạn. Trong mỗi giai đoạn đều có thể xảy ra những qúa trình trao đổi hóa học
trực tiếp hoặc gián tiếp với khí quyển.
Giai đoạn 1: Giai đoạn phong hóa các đá nhờ sự hấp thụ CO
2
(và H
+
) từ
không khí thông qua nớc ma và giải phóng ra các cation nh Ca
2+
, Na
+
, K
+
và
Mg
2+
vào dung dịch nớc sông và một lợng lớn anion HCO
3
-
(bicacbonat). Sự có
mặt của CO
2
hòa tan trong nớc ma là nguyên nhân khiến nớc ma có tính
axit nhẹ:
CO
2
+ H
2

O

= H
2
CO
3
(axit cacbonic)
H
+
+ HCO
3
-
2H + CO
3
2
-

Phản ứng quan trọng trong qúa trình phong hóa đá trầm tích là:
CaCO
3
+ H
+
Ca
2+
+ HCO
3
-

(7.1)
(Canxít là một

khoáng vật phổ
biến trong các đá
trầm tích)
(đợc lấy từ
nớc ma)
(dới dạng dung
dịch)

Đối với các đá phun trào và biến chất, phản ứng phong hóa quan trọng sẽ là:
2NaAlSi
3
O
8

+ 2H
+
+ H
2
O



Al
2
Si
2
O
5
(OH
4

)

+ 4SiO
2
+ 2Na
+
(7.2)
(albit là
khoáng vật
phổ biến
trong đá
phun trào và
biến chất)
(đợc lấy từ
nớc ma)
(kaolinit là một
dạng khoáng vật
sét đợc giữ lại
trong các đá đã
bị phong hóa)
(silic, một
phần dới
dạng dung
dịch)
(dới
dạng
dung
dịch)

Phần lớn các phản ứng phong hóa còn lại nói chung đều có dạng công thức

hóa học nh sau: axit + bazơ = muối + nớc. Trong đó, axit đợc hình thành chủ
yếu bởi qúa trình hoà tan của cacbon dioxit (CO
2
) thành dung dịch. CO
2
là một
trong bốn loại khí chiếm hàm lợng lớn trong thành phần khí quyển (đứng sau
N
2
, O
2
và Ar), và chúng liên tục đợc bổ sung từ các hoạt động phun trào núi lửa,
hoạt động hô hấp của sinh vật, qúa trình phân hủy và đốt cháy các vật chất hữu
cơ. Các bazơ thì đợc lấy từ thành phần đất đá và các muối đợc tạo thành sẽ
đợc mang đi dới dạng dung dịch có chứa các anion và cation.
Các cation trong nớc biển thờng liên kết chủ yếu với các anion nào? và
nguồn gốc của các anion này là từ đâu?
Đó là các anion Cl
-
và SO
4
2-
(bảng 5.2), chúng đều là sản phẩm phun trào
núi lửa (thờng ở dạng HCl và SO
2
) có nguồn gốc từ mati. Sau khi đợc giải
thoát khỏi dung nham, chúng xâm nhập vào khí quyển rồi hoà tan vào nớc ma
rơi thẳng xuống đại dơng hoặc gia nhập vào các nhánh sông đổ ra biển. Tuy
nhiên, hàm lợng của cả hai anion Cl
-

và SO
4
2-
trong nớc ma và nớc sông gần
nh không đáng kể do sự lấn áp của hàm lợng anion bicacbonat trong các dung
dịch này. ở những giai đoạn sau, qúa trình di chuyển của anion bicacbonat từ
dung dịch vào trong nớc biển sẽ đợc trình này cụ thể hơn.
Giai đoạn 2: Giai đoạn hình thành và lắng đọng trầm tích, tất cả các qúa
trình di chuyển của mọi hợp phần hòa tan trong nớc biển đều liên quan tới hoạt
động này. Chẳng hạn nh sự hình thành của trầm tích bùn sinh học từ xơng và
vỏ của các loài sinh vật có cấu tạo bởi canxi cacbonat hoặc silic (do khả năng hấp
thụ Ca
2+
, HCO
3-
và SiO
2
từ nớc biển của chúng) hay sự hình thành của trầm
tích sét - một loại trầm tích có nguồn gốc từ trầm tích sông, nhng đã bị biến đổi
nhẹ bởi các phản ứng trao đổi cation trong qúa trình di chuyển ra biển.
Giai đoạn 3: Giai đoạn phong hóa đáy đại dơng và hình thành các hoạt
động thủy nhiệt (xem chơng 5). Đây là giai đoạn có vai trò quan trọng trong cơ
chế di chuyển của các cation ra khỏi nớc biển và giải phóng các chất bay hơi.
Còn đối với các hợp phần hoà tan, những phản ứng có khả năng di chuyển chúng
thờng liên quan đến các hoạt động trầm tích.
Sự hình thành của các loại đá trầm tích là một qúa trình bao gồm
nhiều phản ứng có chức năng gắn kết trầm tích và tạo đá (chẳng hạn sự hình
thành của đá phiến silic là do các trầm tích silic bị rắn kết hay sự hình thành
của đá vôi là do các trầm tích cacbonat bị rắn kết). Riêng đối với quá trình hình
thành của đá phiến sét, các khoáng vật sét trong thành phần của đá đợc thành

tạo chủ yếu do sự kết hợp của ion Mg
2+
và K
+
có trong hơi nớc tích tụ ở các lỗ
hổng trầm tích với thành phần trầm tích. Nguồn của các ion này luôn đợc duy
trì do qúa trình thẩm thấu liên tục của nớc biển xuống các tầng trầm tích nằm
bên dới.
Trong hai giai đoạn 2 và 3, các phản ứng xảy ra đều mang đặc điểm của qúa
trình phong hóa ngợc, có nghĩa là chúng đều có xu hớng di chuyển các hợp
phần hoà tan trong nớc biển thành pha rắn. Tên phong hóa ngợc của qúa
trình này đợc đề xuất vì ban đầu các nhà khoa học cho rằng, những hợp phần
hoà tan trên đều do qúa trình phong hóa các đá trên lục địa cung cấp. Nhng
sau này khi phát hiện ra rằng một số các hợp phần quan trọng trong đó không
phải là sản phẩm phong hóa lục địa mà lại là sản phẩm hoà tan của các nguyên
tố có nguồn gốc từ hoạt động thủy nhiệt, họ vẫn giữa nguyên cách gọi tên đó vì
tính chất của các phản ứng không thay đổi .
Cuối cùng là giai đoạn hoàn thành chu trình, bao gồm:
Giai đoạn 4a: Giai đoạn nâng trồi kiến tạo của các tầng trầm tích gắn kết và
tầng đá lót nằm bên dới thành những khu vực dễ chịu tác động của qúa trình
phong hóa lục địa (ví dụ nh các phức hệ ophiolit đợc tìm thấy trên lục địa hay
các vùng rìa lục địa đã đợc nâng lên trên mặt nớc biển).
Giai đoạn 4b: Giai đoạn này thờng xuất hiện nhiều hơn với hai khả năng
có thể xảy ra. Thứ nhất trầm tích và lớp vỏ đại dơng bị chôn vùi và biến chất,
nhất là ở tại những khu vực có vùng rìa lục địa dày do sự nén ép bởi qúa trình va
chạm lục địa. Thứ hai chúng có thể bị hút chìm vào trong manti và bị nóng chảy
từng phần tạo ra nguồn macma phun trào. Tuy nhiên, trong cả hai trờng hợp
các sản phẩm cuối cùng đều có những biến đổi về thành phần hóa học trớc khi
chúng tiếp tục bị tác động của qúa trình dâng trồi hoặc phun trào núi lửa để trở
thành các đối tợng dễ chịu tác động của qúa trình phong hóa lục địa (giai đoạn

1).
Hình 7.2 là sơ đồ biểu diễn tóm tắt bốn giai đoạn đã đợc trình bày ở trên.

Hình 7.2: Sơ đồ biểu diễn toàn bộ chu trình toàn cầu
Câu hỏi 7.1: Theo bạn những lớp vỏ đại dơng bị đẩy cách xa trục tách dãn
(nơi chúng đợc hình thành) vài nghìn km theo kiểu băng chuyền có bị biến
đổi hay không? Giải thích tại sao?.
7.1.1. Sự biến đổi của các thành phần trong chu trình
Thời gian để hoàn thành một chu trình (bao gồm cả các chu trình con) của
mỗi nguyên tố hóa học theo nh sơ đồ trên hình 7.1 và 7.2 phải mất ít nhất 3,5
tỷ năm. Tuy nhiên, trong suốt quãng thời gian đó, thành phần của manti và lớp
thạch quyển gần nh không có sự biến đổi. Bằng chứng là thành phần của các
đá bazan và granit có tuổi tiền Cambri với các đá có tuổi Đệ tam dờng nh đồng
nhất; với nhiều loại đá trầm tích khác cũng tơng tự nh vậy. Nhng nếu tìm
hiểu những dấu vết còn lu lại trong các tầng trầm tích thì lại cho thấy thành
phần của khí quyển và thủy quyển đã có nhiều biến đổi so với bây giờ và những
biến đổi này xảy ra trong suốt các thời kỳ địa chất, nhng thể hiện rõ nhất là
trong quãng thời gian cách đây khoảng 1000 triệu năm.
Rất có thể là tỉ lệ hàm lợng tơng đối giữa các cation chính nh Ca
2+
,
Mg
2+
, K
+
và Na
+
và các cation kết hợp với Cl
-
trong nớc biển trớc đây 1 tỉ năm

không khác nhiều so với bây giờ, nhng hàm lợng HCO
3
-
có thể nhiều hơn và
hàm lợng SiO
4
2-
thì ít hơn. Khi đó lu huỳnh chủ yếu tồn tại dới dạng các hợp
chất khó hoà tan nh sunfit (S
2-
) và ít gặp các dạng dễ bị hoà tan nh sunfat
(SO
4
2-
), còn sắt thì phổ biến ở dạng Fe
2+
(dễ hòa tan hơn so Fe
3
+
) và chiếm vị trí
quan trọng trong thành phần nớc biển (kể cả trong nớc ngọt). Các hoạt động
hóa học của Fe đều diễn ra giống nh của Ca
2+
và Mg
2+
, tức là chúng có xu hớng
bị kết tủa dới dạng các khoáng vật cacbonat và silicat.
Nói cách khác, bề mặt Trái đất trớc đây là một môi trờng có tính khử
mạnh hơn bây giờ do trong thành phần của khí quyển có chứa nhiều cacbon
đioxit nhng ít ôxy. Tuy nhiên, sự giảm thiểu của tỉ số CO

2
/O
2
trong khí quyển
lại hoàn toàn phụ thuộc vào sự phát triển của sinh quyển. Nhờ qúa trình quang
hợp, thực vật đã hấp thụ CO
2
và giải phóng ôxy vào trong khí quyển, nhng hàm
lợng ôxy đợc giải phóng không nhiều do một phần bị sử dụng lại bởi qúa trình
ôxy hóa của các vật chất hữu cơ (bao gồm hô hấp và phân hủy) và qúa trình
phong hóa các đá thông qua phản ứng ôxy hóa (ví dụ ôxy hóa Fe
2+
thành Fe
3+
).
Do vậy, lợng ôxy hiện có trong thành phần khí quyển là một sự tích lũy trong
thời gian dài, đến nay ngời ta vẫn cha xác định đợc sự cố định của hàm lợng
này trong khí quyển bắt đầu từ khi nào. Một số giả thiết cho rằng rất có thể giá
trị hàm lợng ôxy trong khí quyển ngày nay đã đợc duy trì ổn định trong suốt
300 triệu năm, đó là khoảng thời gian mà những cánh rừng nhiệt đới trên thế
giới tồn tại và phát triển mạnh mẽ cùng với sự phát triển phong phú và đa dạng
của các loài động thực vật trên bề mặt trái đất.
Khác với khí quyển, thành phần của nớc biển gần nh không bị biến đổi
trong suốt quãng thời gian trên. Nhiều bằng chứng hóa thạch (ví dụ sự tồn tại
của một loài da gai) đợc tìm thấy trong trầm tích biển đã khẳng định điều này.
Xét theo bản năng sinh vật, một loài sẽ không thể tồn tại đợc nếu chúng phải
đối mặt với những biến động lớn trong môi trờng sống, cụ thể ở đây là những
biến đổi về thành phần hóa học (bao gồm cả nhiệt độ) đặc trng của nớc biển
trong các đại dơng.
Nhng điều này không hoàn toàn loại trừ khả năng xảy ra những biến đổi

chậm dần theo thời gian trong thành phần của nớc biển hoặc một số các dao
động về hàm lợng trung bình tính trong thời gian dài. Chẳng hạn, nếu so sánh
độ muối và tỉ lệ tơng quan giữa các ion chính (không tính tới các hợp phần phụ)
có trong một mẫu nớc biển cách đây 150 triệu năm (thuộc kỉ Jura) với mẫu
nớc biển ngày nay, chúng ta không nên hy vọng rằng sẽ có một biên độ dao
động tơng ứng về mặt giá trị giữa hai mẫu nớc biển trên. Thực tế, sự biến đổi
khí hậu trên quy mô toàn cầu đã tác động đến khối lợng nớc bị đóng băng
khiến tổng thể tích nớc biển trong các đại dơng cũng bị biến đổi và điều đó
hiển nhiên sẽ ảnh hởng đến độ mặn của nớc biển cho dù tỉ lệ của các hợp phần
hoà tan không thay đổi. Hơn nữa chính sự bay hơi của một khối lợng nuớc biển
lớn ở các đại dơng kín cũng là nguyên nhân dẫn đến sự kết tủa của nhiều hợp
phần hoà tan khác nhau.
7.1.2. ảnh hởng của những biến đổi ngắn hạn
Từ hai trờng hợp nói trên, nếu phân tích một cách chi tiết hơn, chúng ta sẽ
đánh giá đợc những tác động của chúng đến đại dơng thế giới. Nếu xét theo
thời gian địa chất thì những diễn biến xảy ra trong cả hai trờng hợp này đều
đợc xếp vào các sự kiện biến đổi ngắn với thời gian kéo dài không qúa 10
5
năm.
Biến động Missini (mục 6.2.5) hay còn gọi là thời kỳ khủng hoảng Địa Trung
Hải, đã có ảnh hởng nh thế nào đối với đại dơng thế giới?
Nếu giả thiết một cách đơn giản rằng, tổng bề dày của lớp trầm tích muối
phủ trên 4/5 diện tích đáy Địa Trung Hải (khoảng 210
6
km
2
) (tham khảo câu hỏi
6.10) là 1km thì tổng khối lợng ớc tính của chúng sẽ là 210
6
110

9
=
210
15
m
3
. Với mật độ trung bình là 210
3
kgm
-3
thì có khoảng 410
18
kg muối nằm
trong lớp trầm tích kết tủa do qúa trình bay hơi của nớc biển trong Địa Trung
Hải.
Câu hỏi 7.2: (a) Tổng khối lợng nớc biển trong các đại dơng là 1,4

10
21

kg, nếu mỗi kg nớc biển chứa 35g muối hoà tan thì tổng khối lợng muối có
trong các đại dơng sẽ là bao nhiêu?
(b) Các trầm tích muối trong Địa Trung Hải sẽ chiếm bao nhiêu phần trăm
trong tổng số khối lợng muối trả lời trong câu hỏi trên?
Nh vậy, rõ ràng rằng cuộc khủng hoảng độ mặn Missini là nguyên nhân
gây ra sự hao hụt đáng kể khối lợng muối có trong đại dơng toàn cầu. Tuy
nhiên, qúa trình hao hụt này không xảy ra tức khắc mà kéo dài từ từ trong suốt
quãng thời gian 700.000 năm trong khi đó các con sông vẫn không ngừng cung
ứng thêm lợng muối hoà tan cho các đại dơng.
Nh đã đề cập trong mục 6.2.3, chúng ta đã biết các dao động của mực nớc

biển trong thời kỳ Đệ tứ là kết qủa của qúa trình rút đi và xâm nhập trở lại của
5010
6
km
3
nớc biển trong đại dơng thế giới.
Câu hỏi 7.3: (a) Hãy tính tỉ lệ gần đúng giữa khối lợng nớc di chuyển do
băng hà với tổng lợng nớc biển có trong các đại dơng (1,4

10
21
kg)? (Mật độ
trung bình của nớc biển là 1025kg/m
3
).
(b) Theo bạn, độ mặn của nớc biển sẽ tăng lên hay giảm đi trong thời gian
đại băng hà?
7.1.3. Đại dơng trong trạng thái ổn định
Dựa vào những kết qủa thu đợc từ việc phân tích các tổ hợp thành phần (bộ
phận) khác nhau trong chu trình toàn cầu (hình 7.1 và 7.2), các nhà khoa học đã
đi đến kết luận rằng toàn bộ các đại dơng đều trải qua trạng thái cân bằng và
ổn định trong một quãng thời gian khá dài: mức độ xâm nhập và di chuyển đi
của đa số các hợp phần hoà tan trong nớc biển nói chung luôn đạt cân bằng
trong suốt quãng thời gian đó (khoảng hàng chục đến hàng trăm triệu năm)
trong khi thời gian để chúng hoà trộn vào trong đại dơng thì lại ngắn hơn rất
nhiều (chỉ vài nghìn năm).
Nói cách khác, tốc độ các nguyên tố bị lấy ra khỏi nớc biển bởi qúa trình
phong hóa ngợc và các qúa trình xảy ra sau đó (giai đoạn từ 2 đến 4, hình 7.2)
gần nh ngang bằng với tốc độ các hợp phần hoà tan đợc giải phóng bởi các
phản ứng trong qúa trình phong hóa thuận và quay trở lại đại dơng (giai đoạn

1, hình 7.2).
Nếu lấy trung bình trong thời gian dài hàng chục triệu năm, mỗi mol kali
hoặc manhê bị lấy ra khỏi nớc biển (bởi các hoạt động thủy nhiệt hoặc quá
trình hình thành đá trầm tích) sẽ tơng ứng với một mol nguyên tố hoặc hợp
chất khác đợc giải phóng bởi qúa trình phong hóa và quay trở lại đại dơng -
nếu không, tốc độ cung cấp và di chuyển của các nguyên tố và hợp chất trong
chu trình đại dơng sẽ mất cân bằng.
Tuy nhiên, chúng ta cũng không thể qúa cứng nhắc với những kết luận đơn
thuần chỉ dựa vào sự cân bằng giữa hai qúa trình phong hóa thuận và nghịch.
Xét hai sơ đồ biểu diễn trên hình 7.1 và 7.2, chúng ta sẽ hiểu rõ hơn về vấn đề
này. Trên hình 7.2 cho thấy các hợp phần nguyên sinh liên tục gia nhập vào chu
trình, điển hình là các chất khí CO
2
, HCl và hơi nớc sinh ra từ các hoạt động
núi lửa. Ngoài ra các vật liệu macma có nguồn gốc từ manti, đợc phun trào lên
tại các trục sống núi giữa đại dơng cũng góp phần làm thay đổi thành phần
nớc biển khi chúng chịu tác động của các hoạt động phong hóa trên đáy đại
dơng và hoạt động thủy nhiệt. Một điều khó xác định là trong sự xâm nhập
chung của các vật chất có nguồn gốc từ manti, chúng ta không thể phân chia
đợc chính xác lợng các hợp phần nguyên sinh với lợng các vật chất đợc tái
tạo lại (trong khoảng thời gian kéo dài tới hàng trăm triệu năm) từ lớp trầm tích
và lớp đá thành tạo nên vỏ đại dơng (bao gồm cả lợng nớc biển bị mắc giữ ở
bên trong lớp vỏ). Trong khi đó, các vật chất tái tạo chỉ đợc hình thành trong
quá trình biến chất và qúa trình di chuyển của dòng đối lu trong mati nằm bên
dới đới hút chìm tại khu vực rìa phá hủy. Trên thực tế, sự xâm nhập của các
hợp phần mới vào trong nớc biển nói chung không đáng kể nếu so sánh với khối
lợng các hợp phần hiện đang lu thông trong chu trình biểu diễn trên hình 7.2.
Để hiểu rõ hơn về vấn đề này, chúng ta sẽ đi sâu vào việc nghiên cứu một
hợp phần cụ thể của nớc biển, đó là silic (SiO
2

) - thông qua một ví dụ. Nh bạn
đã biết, các dung dịch thủy nhiệt thờng rất giàu silic bởi chúng là sản phẩm
của các phản ứng giữa bazan và nớc biển nóng (bảng 5.2). Khi dung dịch này bị
nguội lạnh, một phần silic sẽ bị kết tủa lại dới dạng các khoáng vật nằm trong
các khe nứt và lỗ hổng của lớp vỏ, chẳng hạn nh thạch anh. Một phần khác sẽ
bị các tổ chức sinh vật có cấu tạo silic hấp thụ và khi chúng chết đi, phần khung
xơng và vỏ silic của chúng sẽ lắng đọng lại tạo thành trầm tích silic là một
thành phần luôn có mặt trong chu trình phong hóa và phong hóa ngợc, do đó sự
có mặt của thành phần silic này trong nớc biển đợc xem nh có nguồn gốc
nguyên sinh. Tại các đới hút chìm, một lợng silic (nằm trong khoáng vật thạch
anh kẹt ở các khe nứt và lỗ hổng) có thể bị đem trở lại manti, nhng sẽ vẫn luôn
tồn tại một lợng trầm tích silic có mặt trong tổ hợp thành phần trầm tích thuộc
chu trình nớc biển (hình 7.1) nhờ các qúa trình diễn ra trong giai đoạn 4a (hình
7.2). Trong trờng hợp, nếu lợng trầm tích silic chiếm tỉ lệ lớn trong khối lợng
các vật chất đợc giải phóng vào nớc biển từ bazan thì sẽ xảy ra qúa trình tích
tụ lâu dài của silic trong các chu trình bề mặt và hiển nhiên lợng silic trong
mati hay nói chính xác hơn là trong bazan sẽ bị giảm đi. Tuy nhiên, hàm lợng
silic có trong peridotit và trong bazan gần nh không có sự biến đổi từ từ theo
thời gian địa chất và thực tế cũng không tìm thấy bằng chứng nào cho thấy khối
lợng silic trong các đá trầm tích và biến chất tăng dần trong cùng quãng thời
gian đó. Điều này dẫn đến việc phản đối lấy silic làm ví dụ nghiên cứu cụ thể bởi
do hàm lợng của nó trong vỏ qủa đất qúa phong phú. Hơn nữa, cũng không có
bằng chứng nào cho thấy đã có những biến đổi lớn về mức độ phổ biến của những
nguyên tố khác trong vỏ qủa đất do liên quan đến việc tham gia vào các chu
trình xảy ra trên mặt đất theo phơng thức trên.
Việc nghiên cứu sự di chuyển của các nguyên tố ra khỏi nớc biển cũng là
vấn đề rất đáng quan tâm và ở đây chúng ta có thể lấy manhê (Mg) mà ví dụ.
Dới tác động của qúa trình thủy nhiệt, Mg bị tách ra khỏi nớc biển và xâm
nhập vào thành phần của bazan (mục 5.2.2). Do phần lớn các đá bazan bị phong
hóa cuối cùng đều bị đa xuống mati tại các đới hút chìm nên hiển nhiên sẽ có

một phần Mg theo đó bị tách ra khỏi đại dơng và đi vào manti. Nếu vẫn theo
cách biện luận đơn giản nh ở trên thì chắc chắn khi lợng Mg trong nớc biển
và trầm tích bị giảm đi liên tục thì lợng Mg trong manti sẽ có sự tăng lên
không ngừng. Nhng trên thực tế, không có bằng chứng nào cho thấy điều này
xảy ra không những với Mg mà cả đối với những nguyên tố khác có cùng hành vi
tơng tự nh Mg. Điều này càng khẳng định thêm mối liên hệ giữa manti trên
với các chu trình nguyên tố xảy ra trên toàn cầu xuyên suốt qua các đại dơng
trong phần lớn các quãng thời gian địa chất (hình 7.1).
Mức độ bền vững và ổn định lâu dài về mặt địa hóa của lớp vỏ bên ngoài trái
đất càng đợc khẳng định khi mà nó vẫn tồn tại trong bối cảnh những biến đổi
sinh học và vật lý vẫn liên tục làm thay đổi hình dạng và vị trí của các đại dơng
và lục địa.
Câu hỏi 7.4 Điều gì sẽ xảy ra nếu (a) nguồn cung cấp Ca
2+
hòa tan trong nớc
sông cho các đại dơng khi đang ở trạng thái cân bằng ổn định bị suy giảm và
(b) nguồn cung cấp Mg
2+
do sông mang vào tăng lên?
7.2. Đánh giá tốc độ của một vài qúa trình
Trong phần cuối cùng này, việc đánh giá và so sánh tốc độ của một vài qúa
trình khác nhau nh đã đề cập ở trên là rất có ý nghĩa.
So với tốc độ hoạt động của hệ thống thủy nhiệt thì tốc độ thành tạo của lớp
vỏ đại dơng và tốc độ di chuyển của các mảng là rất chậm. Với tốc độ tách dãn
trung bình khoảng 2cm/năm, phần lớp vỏ đại dơng tơng ứng đợc hình thành
cũng chỉ bị đẩy ra xa với tốc độ khoảng 200km trong 10 triệu năm. Tơng đơng
với quãng thời gian này, khối lợng nớc lu thông xuyên qua hệ thống các trục
sống núi ớc chừng gần bằng toàn bộ thể tích nớc đại dơng và hình thành nên
hàng nghìn lò khói đen và trắng có tuổi thọ kéo dài chỉ trong một vài nghìn
năm (tuỳ thuộc vào tốc độ thấm nớc của bề mặt đới nứt nẻ trong hệ thống thủy

nhiệt - giới hạn thông thờng khoảng vài mét một năm).
Trong hệ thống thủy nhiệt, tốc độ các phản ứng diễn ra rất nhanh: các thí
nghiệm trong phòng thí nghiệm cho thấy khi đung nóng bazan cùng với nớc
biển ở nhiệt độ 300
0
C, thời gian để di chuyển toàn bộ Mg ra khỏi nớc biển và
xâm nhập vào bazan chỉ mất khoảng một đến hai tuần, nhng với điều kiện
nhiệt độ thấp hơn (trong môi trờng áp suất đáy biển) thì quãng thời gian này sẽ
kéo dài tới một vài tháng.
Tốc độ nhanh của các phản ứng nhằm đảm bảo duy trì cho chúng thích nghi
với mọi biến đổi lớn về điều kiện môi trờng khi các dung dịch thuỷ nhiệt không
ngừng thoát ra liên tục từ các trục tách dãn. Tuy nhiên, những biến đổi này rất
hiếm khi xảy ra, đã có nhiều bằng chứng cho thấy thành phần và nhiệt độ của
các dung dịch thuỷ nhiệt đợc phun lên hầu nh không đổi trong suốt quãng
thời gian hoạt động. Bởi thực tế, biến độ nhiệt độ và áp suất tại các khu vực dọc
theo trục tách dãn dao động không nhiều nên những biến đổi lớn trong thành
phần hóa học của các đá bazan đại dơng cũng không xảy ra.
Tốc độ phun trào tại các miệng thủy nhiệt có thể đạt tới hàng chục đến hàng
trăm cm một giây tại những vị trí mà chuyển động lu thông của các dòng thủy
nhiệt bị giới hạn trong một đới hoạt động nhỏ hẹp thuộc hệ thống phân nhánh
thủy nhiệt (hình 5.5). Tại các đới hoạt động lớn hơn, mức độ xâm nhập di chuyển
của nớc biển phụ thuộc vào độ sâu của các khe nứt trong bề mặt đới nứt nẻ và
thờng không vợt qúa vài cm một ngày. Tốc độ này phù hợp với điều kiện thời
gian cần thiết để các phản ứng hóa học trong hệ thống thủy nhiệt đạt tới cân
bằng.
Khi so sánh tốc độ vận hành của các quá trình kiến tạo diễn ra trong lớp vỏ
với tốc độ dao động của mực nớc biển toàn cầu ta sẽ thấy tốc độ biến đổi của
mực nớc biển không khác biệt nhiều so với tốc độ di chuyển của các mảng. Biên
độ dâng của mực nớc biển ngày nay là 1 - 2mm/năm, nhng nếu so sánh giá trị
này với các số liệu thể hiện trên hình 6.8 ta thấy nó không đại diện, ít nhất là

trong các khoảng thời gian kế tiếp giữa các đợt băng hà - gian băng.
Bạn có phát hiện ra rằng, trải qua phần lớn quãng thời gian dài sau thời kỳ
đại băng hà cuối cùng, mực nớc biển đã tăng lên với tốc độ gần 1cm/năm?
Kết qủa trên hình 6.8 cho thấy mực nớc biển đã dâng lên khoảng 80cm
giữa quãng thời gian cách đây từ 17.000 năm đến 7.000 năm, tức là bằng 810
-
3
m/năm hay 8mm/năm.
Những biến đổi cục bộ, hoặc đẳng tĩnh của mực nớc biển có thể xảy ra với
tốc độ lớn hơn nhiều: chẳng hạn sự hình thành của các bờ biển nâng trồi có thể
liên quan đến những chuyển động kiến tạo nâng thẳng đứng với tốc độ vài chục
cm/năm - đó là những chuyển động sinh ra từ sự hình thành của các lực kiến tạo
dọc theo những khu vực hoạt động của rìa lục địa.
Phần lớn các nội dung nhiên cứu về đại dơng đợc đề cập trong tập sách
này, chủ yếu mới chỉ dừng ở giới hạn lớp vỏ cứng bên ngoài trái đất và các chu
trình liên quan đợc thể hiện trên hình 7.1 và 7.2. Hiển nhiên là trong các chu
trình toàn cầu, đại dơng luôn chiếm một vị trí quan trọng không thể thiếu
trong thành phần chu trình. Trong các tập sách còn lại thuộc bộ sách này, sẽ lần
luợt xét tới từng chu trình con có mối liên kết giữa đại dơng và khí quyển và
những mối tơng tác của chúng với lớp vỏ cứng của trái đất vẫn luôn nhận đợc
sự quan tâm nhiều nh có thể.
7.3. TóM TắT CHƯƠNG 7
1. Đại dơng là một bộ phận quan trọng trong chu trình tuần hoàn toàn của
các nguyên tố hóa học trên quy mô toàn cầu. Nguồn cung cấp các cation (ion
mang điện tích dơng) cho đại dơng chủ yếu là từ qúa trình phóng hóa các đá
đợc phơi lộ trên mặt đất, kế đến là từ các hoạt động thủy nhiệt. Trong môi
trờng nớc ngọt nguồn các anion (ion mamg điện tích âm) tham gia vào cân
bằng các cation là từ khí quyển (chủ yếu là CO
2
), còn trong đại dơng nguồn các

anion này chủ yếu là các chất khí clorua và sunfat đợc phun ra từ trong lòng
đất thông qua hoạt động núi lửa.
2. "Phong hóa ngợc" là qúa trình chuyển đổi các hợp phần hoà tan trong
nớc biển sang pha rắn. Các sản phẩm của qúa trình phong hóa ngợc nh đá
trầm tích và đá biến chất trên đáy đại dơng có thể bị đem trở lại lục địa bởi tác
động kết hợp của một loạt qúa trình nh gắn kết, hút chìm, đụng độ, biến chất,
phun trào và nâng trồi.
3. Thành phần của khí quyển và đại dơng đã đợc bảo tồn ít nhất trong
suốt quãng thời gian kéo dài tới vài trăm triệu năm đến tận bây giờ. Trớc đó, bề
mặt trái đất là một môi trờng có tính khử mạnh do hàm lợng ôxy có trong khí
quyển qúa ít trong khi hàm lợng CO
2
thì lại qúa nhiều. Chính sự tiến hóa của
tầng sinh quyển đã góp phần quan trọng làm giảm tỉ số CO
2
/O
2
.
4. Ngời ta cho rằng, các đại dơng đã từng có một thời gian dài ở trong
trạng thái cân bằng ổn định, có nghĩa là tỉ lệ các hợp phần hoà tan đợc mang
vào đại dơng và bị lấy đi luôn bằng nhau. Đối với thành phần của lớp vỏ trái
đất và manti đợc xét đến trong chu trình toàn cầu, điều tơng tự cũng xảy ra.
Do vậy, các thành phần hóa học trong những môi trờng nói trên gần nh không
thay đổi trong suốt các khoảng thời gian địa chất.
5. Tốc độ di chuyển của các mao mạnh dẫn nớc trong hệ thống thủy nhiệt
diễn ra nhanh hơn rất nhiều so với sự di chuyển của các mảng thạch quyển.
Trong thời gian một mảnh vỏ đại dơng di chuyển cách xa trục một vài trăm km
thì một lợng nớc khổng lồ đã xâm nhập lu thông trong nó thành một vòng
tuần hoàn và trao đổi một số lợng lớn các nguyên tố hóa học. Tốc độ dâng và hạ
của mực nớc biển toàn cầu tơng đơng với tốc độ chuyển dịch ngang của các

mảng thạch quyển.
Để giúp bạn đọc củng cố thêm phần kiến thức đợc đề cập trong chơng này,
chúng tôi đề nghị bạn hãy cố gắng trả lời hai câu hỏi sau:
Câu hỏi 7.5 Những số liệu đo trực tiếp về mức độ thẩm thấu của tầng đá thô
2A trong cấu trúc vỏ đại dơng cho thấy vận tốc chuyển của nớc ngầm trong
lớp vỏ này là xấp xỉ 6

10
-7
m/s. Hỏi phải mất bao nhiêu thời gian để nớc biển có
thể xâm nhập xuống độ sâu 1m trong lớp vỏ?
Câu hỏi 7.6 Trong mục 5.5 có nói rằng trên 10% lợng canxi cung cấp cho
đại dơng là từ các nguồn thủy nhiệt. Tuy nhiên, khối lợng nớc biển tham gia
vào các chu trình thủy nhiệt tại các trục đại dơng mỗi năm (

10
14
kg) chỉ chiếm
cha tới 5% khối lợng nớc sông đổ vào đại dơng (

300

10
14
kg/năm). Vậy
90% lợng can xi còn lại sẽ do nguồn nào cung cấp và giải thích tại sao?