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

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

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

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.

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).

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

. 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

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
Ca
2+
K 380
K
+
Br 67
Br
-
C 28
HCO
3
-
Sr 8
Sr
2+
B 4

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


3
Li 6

0,18
Rb 2

0,12
Ba 5-13210
-2 Zn 7510
-3


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

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

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

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

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

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

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

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


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

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

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