Địa hóa đồng vị

590 BÁCH KHOA THƯ ĐỊA CHÁT T r ầ n T r ọ n g H ò a v à n n k ., 2013. H o ạ t đ ộ n g m a g m a v à s in h k h o á n g n ộ i m ả n g m iề n B ắc V iệ t N a m . N X B K h oa học và C ô n g nghệ. 430 tr . H à N ộ i. Địa hóa đồng vị N g u y ễ n V ă n P h ổ , P h ạ m T íc h X u â n . V iệ n Đ ịa c h ấ t , V iệ n H à n lâ m K h o a h ọ c v à C ô n g n g h ệ V iệ t N a m . Giới thiệu Địa hóa đổng v ị là khuynh hướng nghiên cửu địa hóa dựa trên hàm lượng tương đối và tuyệt đối từ thành phẩn đổng v ị của các nguyên tố trên Trái Đất. Đánh giá sự phân b ố các đổng vị có nguồn gốc phóng xạ do phân rã các đổng vị mẹ tạo ra là phương pháp hiệu quả đ ế xác định tuổi tuyệt đối của các vật thể. N ghiên cứu các đổng vị có nguồn gốc phóng xạ, cụ thế là stronti, chì và neodym còn cho lượng thông tin v ề sự phân dị vật chất hành tinh, v ể lịch sử xa xưa của Trái Đất và các quá trình m uộn hơn. Sự phân b ố các đổng vị bển cũng là công cụ hữu ích đê xác định nhiệt độ và đưa ra kết luận vể nguồn gốc các đá, quặng và dung dịch. Bằng cách này hay cách khác, các đổng vị đã cung cấp cái nhìn sâu sắc v ề đặc tính hóa học và các quá trình đã tạo ra bể mặt và các vật chất của Trái Đất. Tất cả các nguyên tố với z > 83 (Bi) có các hạt nhân không bển là các đổng vị phóng xạ. Các hạt nhân nguyên tử của chúng tự phát ra bức xạ và biên thành hạt nhân của các nguvên tố khác. Các sản phẩm mới tạo ra có thể có tính phóng xạ mạnh hơn các đồng vị mẹ (nhu 226Ra và ^ R n là các sản phẩm con của 238U) và số lượng của các đổng vị này trong tự nhiên được bảo tổn nhờ cân bằng giữa tốc độ thành tạo và phân rã. Phân loại đồng vị Theo nguồn gốc phát sinh, các đổng vị trên Trái Đất có thể phân thành: các đổng vị có nguồn gốc Trái Đâ't, các đổng vị từ Vũ Trụ và các đổng vị nhân tạo. Các đổng vị và độ phô biến của chúng được thê hiện trên Bảng 1. Phân loại theo nguồn gốc Các đồng vị có nguồn gốc Trái Đất Các đổng vị có nguổn gốc Trái Đất bao gồm các đổng vị có liên quan tới quá trình hình thành Trái Đất. Trong số 94 nguyên tố có trong tự nhiên trên Trái Đất có tất cả 339 đổng vị, trong đó có 255 các đổng vị tự nhiên là bển chưa từng bị phân rã ở thời điếm hiện tại. N g u y ễ n V ă n P h ổ , 2013. P h o n g h ó a n h iệ t đ ớ i ẩ m V iệt N a m . N X B K h o a họ c v à C ô n g nghệ. 365 tr. H à N ộ i. Bảng 1. Phân loại các đồng vị phỏng xạ theo nguồn gốc. Đồng vị Chu kỳ bán rã (năm) /. Các đồng vị có nguồn gốc Trái Đắt 40K 1,25.10® 87Rb 4.7.1010 232Th 1.39.1010 238u 4.47.109 235u 7,13.10® II. Các đồng vị có nguồn gốc vú trụ 3H 12,3 10Be 1,5.10® 14c 5,730 III. Các đồng vị nhân tạo 137Cs 30 239Pu 2.41.104 241Am 433 Các đ ồn g v ị có n gu ồn gốc từ Vũ trụ Các đ ổn g v ị phóng xạ nhẹ được hình thành trong khí quyến nhờ tương tác của các hạt neutron (tử các tia vũ trụ) với các hạt nhân nitro, oxy và argon cùa khí quyến. M ột s ố đồng vị phóng xạ liên tục được hình thành n hờ phản ứng của các hạt nhân bển với các hạt năng lượng cao trong Vù Trụ (14c , D, 10Be). Các đồn g v ị có n gu ồn gốc nhân tạo N hiều đ ổn g v ị nhân tạo đã được bô sung trên bể mặt Trái Đất trong những thập kỷ gần đây nhu 137Cs, 239Pu/ 241A m từ các lò phản ứng hạt nhân và các vụ n ổ hạt nhân. N goài ra còn có khoảng 3.000 đồng vị p hón g xạ đã được tạo ra nhưng chưa được phát h iện trong tự nhiên. Phân loại theo tính phóng xạ Theo tính phóng xạ, các đổng vị có thể chia thành hai loại: các đ ổn g v ị bển và các đổng v ị phóng xạ. Các đ ổn g vị bền có hạt nhân không có khả năng phân rã đ ể tạo ra những nguyên từ mới, tức là hạt nhân của chúng không thay đổi theo thời gian, nhu các đ ổng vị 12c và 13c . Các đổng vị phóng xạ có các ĐỊA HÓA HỌC 591 hạt nhân biến đổi liên tục và do đó biến đổi thành hạt nhân của nguyên tố khác kèm theo sự phát ra các hạt anpha, beta, các mảnh hạt nhân và bức xạ gamma. Đ ồng vị ban đầu được gọi là đổng vị mẹ, còn đồng vị mới được sinh ra gọi là đông vị con. Đ ổng vị mẹ gọi là đổng vị phóng xạ còn đổng v ị con được gọi là đổng vị có nguổn gốc phóng xạ Hình 1 thê hiện dãy các đổng vị bền và không bển được thê hiện theo sổ thứ tự nguyên tử z (hay số proton) và số neutron N [H .l]. Tât cả các đổng vị bển đểu rơi vào phía trên đường N = z với ngoại lệ là 1H và 2He. Phía trên 15N là các hạt nhân bền dẩn tách khỏi đường N /Z = 1 và đi lên phía trên, d o vậy mà có sự tăng dẩn tỷ lệ neutron. Các đổng vị phóng xạ tập trung ở phía trên của đổ thị. được bô sung hay mất đi khỏi khoáng vật thì tuổi tính được sẽ bị sai lệch. C ác phư on g trình phân rã phóng xạ Theo lý thuyết phân rã phóng xạ, tốc độ phân rã của đổng vị phóng xạ mẹ ở thời điếm t bất kỳ tỷ lệ với sô' hạt nhân đổng vị m ẹ N vào thời điểm đó. Biểu thức toán học biểu thị như sau: dt với N - SỐ nguyên tử đồng vị mẹ, t - thời gian, A - hằng số tỷ lệ còn gọi là hằng số phân rã, d N /N chính là tốc độ phân rã tại thời điếm nào đó. Ta có: dN _ —— = -Ằxit N lấy tích phân của phương trình trên theo t, ta có : ị=^ No hay N = NoeAt với No - SỐ nguyên tử ban đầu của đổng vị phóng xạ, N - SỐ nguyên tử đổng vị phóng xạ sau thời gian t (năm, ngày, giờ, giây). Thời gian cần thiết đ ể phân rã hết một nừa số hạt nhân của một đổng vị phóng xạ được gọi là chu kỳ bán rã tu2. Sử dụng khái niệm chu kỳ bán rã vào phương trình trên: X- N ữ = Nữe ^ hay I - ẽ*" Lấy ln hai vế, ta có từ đó suy ra \ n - = e *'• 2 ln 2 Ả Hình 1. Dây các đồng vị bền-« và không bền-o -(Phỏng theo Rankama, 1954). Các đồng vị phóng xạ Các đồng vị phóng xạ và vấn đề định tuổi Do quá trình phân rã phóng xạ xảy ra với tốc độ không đổi và không bị ảnh hường bời các đ iều kiện bên ngoài như nhiệt độ, áp suâ't hay các tổ hợp hóa hợc có trong môi trường địa chất, nên nó có thế được x e m là thước đo thời gian địa chât đáng tin cậy. Khi đổng vị phóng xạ bị giừ trong câu trúc của m ột tinh thể đang phát triển thì các nguyên tử của chúng bị phân rã thành các nguyên tử của n guyên tố đ ổng vị con với tốc độ cố định. D o đó, tỷ lệ giữa đ ổng vị con trên đổng vị mẹ sẽ tăng dẩn lên và dựa vào tỷ lệ này có thê tính được thời gian đã trôi qua từ khi tinh thế được thành tạo. Tất nhiên, phải giả định rằng khoáng vật không bị biến đối từ khi nó được thành tạo. N ếu m ột lượng đổng vị con hay đổng vị mẹ ứ n g dụng phương trình phân rã phóng xạ và dựa vào các hệ phân rã khác nhau, người ta đã xác định tuối của các thể địa chất. Các hệ phân rã được dùng rộng rãi nhất trong địa thời học gổm: Rb-Sr, Nd-Sm , K-Ar, U-Th-Pb, Re-Os, Lu-Hf, v .v ... H ệ rub id i-s tronti Đ ổng vị nặng 87Rb trong tự nhiên bị phân rã do phát ra điện tử từ hạt nhân của nó đ ể tạo thành 87Sro bển: 87Sr —► 87Sro + 87Rb Do tý lệ của các đổng vị dễ tính hơn là các nguyên từ nên có thể viết lại phương trình dưới d ạ n g t ỷ S Ố b ằ n g c á c h c h i a c h o m ộ t đ ổ n g v ị b ề n đ ư ợ c chọn là 86Sr và phương trình trên trờ thành RVị 87Srì f 87Sr° ì l 86SrJ l 86Sr J 6Sr ^Sr giống với 86Sro vì đổng vị này không phóng xạ và không biến đổi theo thời gian. Phương trình trên có thế viết thành: 592 BÁCH KHOA THƯ ĐỊA CHÁT f 8?srì í 8?Sr0 l 86SrJ , 86Sr J ( 87 Rb"| l 86Sr J í = — ln 2 Trị sô' A = l,42xl0*n nărrv1, tương đương với chu kỳ bán rã là 4 ,8 8 x l0 10 năm, nhưng do quá trình phân rã xảy ra quá chậm nên khó thu được trị s ố chính xác. Đ ối với khoáng vật giàu 87Sr thì trị s ố t không nhạy cảm với tỷ s ổ stronti ban đẩu (87Sro/86Sr). Tỷ lệ Rb/Sr ban đẩu cao chứng tỏ đá được hình thành hoặc được bô sung từ n guồn giàu Rb/Sr, có th ể là vỏ cổ giàu K-Rb. Tý lệ ban đẩu rât thấp có thê là kết quả của v iệc làm nghèo Rb trong vù n g nào đ ó của m anti m à nó đã tửng bị nóng chảy m ạnh đê tách ra thành các đá của vỏ. H ệ u ran i - thori - ch ì Urani trong tự nhiên chủ yếu gồm 238u , với lượng nhỏ (khoảng 0,72%) là 235u và 232Th. N goài ra còn có m ột lượng râ't nhỏ 234u được bô sung từ phân rã ^ Ư . Chu kỳ bán rã của 238u , 235u và 232Th dài hơn nhiều so với chu kỳ bán rã của các đổng vị con khác. Bỏ qua các đ ổn g vị trung gian, có th ế viết các sơ đổ tống thê sau. 238ư 2 0 6 p b + 8 H e + 6p 235ư _ 207P b + 7 H e + 232Th -> 208Pb + 6H e + \ẹ> Do đó, kết quả phân tích khoáng vật chứa u có thế cho ra số liệu của ba kết quả tuổi độc lập: 238U _ 2 0 6 p b / 235 ỊJ_207pb v à 232X h _20 8 p b Sử d ụn g H e đ ế định tuổi không đáng tin cậy vì khí dề thoát khỏi khoáng vật. Lượng Pb, u và Th được biểu diễn dưới dạng tỷ SỐ của các đ ổng v ị này với đ ổn g vị chì bền 204Pb. D o đ ó phương trình đối với phân rã 238u thành 206Pb có thế viết: sPb 4Pb ( 206Pbo 4Pb í 2 3 8 ^ MPb (eh -X) và biếu thức tính tuổi theo phương trình trên là: í 206 r = —ln 2 206 pb 204 pb Pbọ 4Pb 238 u 204 pb ^+1 ( 206 Pb/208U )m = e ^ - \ (207Pb/235U )m = e A*í - l Tỷ lệ đổng vị trong các phương trình kê trên là các trị SỐ đo được (m); Ầỉ và À2 là hằng số phân rã của 238u và ^ Ư . Trong điều kiện hệ đóng và không có sự thât thoát Pb thì tuổi của zircon có thê được xác định. Khi đó các giá trị tuổi thu được trên giản đổ 2l)òPb/238Ư 207Pb/235U [H.2] sẻ nằm trên đường cong đồng thuận (concordia), đó chính là quỹ tích cùa các giá trị tuổi. Còn nếu hộ không kín sẽ dẫn đến thất thoát Pb thì tuổi được xác định sẽ khác nhau và nằm trên một đường không đổng thuận (disconcordia). Điếm giao nhau phía trên giừa hai đường này là tuổi kết tinh cua zircon, còn điểm giao nhau phía dưới là tuối của sự kiện địa chât làm cho hệ bị mở dẫn đến thất thoát Pb. 207pb./235y Hình 2. Giản đồ đòng thuận đối với hệ U-Pb Định tuổi theo chì trong đá đòi hỏi hệ đổng vị U-Pb đóng kín, đ iều này hiếm khi có được. Vì th ế phương pháp định tuổi của đá theo chì không được sử dụng rộng rãi trong định tuối các đá thuộc Trái Đât, ngoại trừ định tuối cho các đá carbonat. H ệ sam ari - neodym Quá trình phân rã 147Sm thành 143N d. Cả hai nguyên tố đểu thuộc v ể nhóm đâ't hiếm, d o đó chúng có các tính chất hóa học tương tự và dường như không bị mất đi do các biến đổi m uộn hơn mà đá có thể trải qua. Phương trình định tuổi của hệ này tương tự như các phương trình của hệ Rb và Sr nhờ sử dụng 144Nd không phóng xạ làm đổng v ị tham chiếu đã đo ban đẩu được tạo ra Các phương trình tương tự có thê tạo ra đối vó i hai cặp đ ổn g v ị khác và từ đ ó có thê tính ra tuối địa chất. Đ ể giảm thiếu đ ộ thiếu chính xác do hàm lượng chì ban đầu, cần sử d ụn g khoáng vật có chứa Ư và Th n h u n g lại loại bỏ hầu hết chì trong quá trình kết tinh. K hoáng vật phù hợp nhất thường là zircon. D o tính chất hoá tinh thể zircon không chứa Pb nguyên sinh nên phương trình định tuổi theo zircon được viết đơn giàn: r i43N(0 r i43Nd^ [ ,44Nd do [ I44NdJ/bd Nd Xác định tuổi bằng phương pháp Sm -Nd thường tiến hành phân tích các khoáng vật tách hoặc phân tích một tập đá có tỷ lệ Sm /N d biến thiên đủ lớn tạo ra độ nghiêng của đường đẳng thời trong hệ toạ độ 143N â / 144N d 146^ / 144^ H ệ Sm -Nd được sử dụng rộng rãi đ ể định tuổi các đá m agma và biến châ't, đặc biệt là các đá mafic ĐỊA HÓA HỌC 593 và siêu m afic với hàm lượng các nguyên tố tương hợp quá thấp mà bằng các phương pháp khác không thể định tuổi được, hoặc trong trường hợp các đá biên chất hoặc bị phong hóa mạnh, do các nguyên tô' này được tích tụ hay mât đi. Các khoáng vật thường được phân tích gổm íelspat, amphibol, granat, titanit, zircon. H ệ ka ìi - argon Quá trình phân rã phóng xạ /3 và k của tạo ra hai đổng vị con là ^Ca và “^ Ar với hằng số phân rã tương ứng (A(i và /\k) và hằng số phân rã chung của 4(,K là tổng các hằng số này. Do argon là nguyên tố trơ nên nó không thể đi vào các khoáng vật mới được thành tạo, nên hầu hết argon trong khoáng vật là kết quả của phân rà đổng vị. Có tới 89% bị phân rã thành 40Ca. Đây là đổng vị phô biến nhất của calci và calci lại phô biến hơn kali trong vỏ Trái Đâ't, nên việc định tuổi đáng tin cậy hơn bằng cách sử dụng đổng vị con argon mà không phải là đổng vị con calci. D o chì có 40K phân rã thành ^Ar nên phương trình phân rà có thê viết như sau: A r= K- A /= - 1 Ằy + A/ị In 1 + kK Ar Tỷ số Ak/Ap được gọi là tỷ số phân nhánh. Giải phương trình trẻn theo t tính bằng năm ta được phương trình tuổi đối với hệ kali-argon. Các giá trị thu được (bằng cách xác định trong phòng thí nghiệm ) của Ak và A|3 là 0,581 xlO 10 và 4,962* ÌO10 và phương trình cuối cùng là: t = 1 ,8 9 4 x1 0 ln [± 9 ,5 4 0 - Ar K Hàm lượng 40K trong mâu được xác định trực tiếp tử tống hàm lượng kali bằng cách sử dụng tỷ lệ ^K/K tổng (40K = 0,01167% K tổng). Ưu the của phương pháp này là chỉ cẩn mẫu đá đơn lẻ là có thể xác định được tuổi của đá. Vì lý do này mà phương pháp K-Ar được ứng dụng rộng rãi. Hệ K-Ar được phát triển theo ý tường tách Ar trễ đê tạo ra phương pháp ^Ar - 39Ar. Mặc dù quy trình rất phức tạp, song phương pháp ^A r/^A r có m ột s ố ưu điểm v ể độ chính xác so với phương pháp K-Ar truyền thống. H ệ carbon p h ó n g xạ (14C) l4C là đổng vị do tác động của neutron vũ trụ với các đồng vị bền N, o và c . Carbon phóng xạ chuyển thành các phân tử 14CƠ2 hoặc 14CO, hoà trộn với không khí và nước rồi đi vào các tế bào của động vật hoặc quang hợp trong thực vật. Khi các sinh vật chết đi, sự hâp thụ 14c từ khí quyến bị ngừng lại và hoạt tính của 14c bắt đẩu bị giảm theo chu kỳ bán rã. Hoạt tính phóng xạ của mâu carbon được lây từ tế bào thực vật hoặc động vật đã ngừng các hoạt đ ộng sông t năm trước đây và được xác định bằng phương trình: ,4 = Aoe-kị Trong đó: A là hoạt tính 14c đ o được, chính là số phân rã trong 1 phút trong lg carbon, Ao là hoạt tính riêng của 14c trong m âu tế bào sổn g của sinh vật này. Giá trị của y4o = 13,56 ± 0,07 (phân rã/ gam phút). Giải phương trình trên theo t được: t = (1 /X) ln (Ao/A) với X = 1 ,209x104 năm 1 N h ư vậy, hoạt tính 14C trong mẫu phụ thuộc vào thời gian từ lúc châm dứt trao đối carbon giữa mâu và nguổn. Giới hạn khi định tuổi bằng carbon phóng xạ là 40.000 năm. Các đồng vị phóng xạ và Thạch luận nguồn gốc Tỷ lệ các đ ổng vị p hón g xạ trên các đ ổn g v ị bển trong bất kỳ mẫu đã cho nào đểu không c ố định và phụ thuộc vào lịch sử của mẫu. D o đ ó tý lệ này có th ể sử d ụn g làm công cụ nghiên cứu hữu ích v ề lịch sử các đá và các khoáng vật chứa chúng. Các đ ổn g vị của các n gu yên tố stronti, neodym và chì được sử d ụn g vào m ục đích này. Các đồn g v ị s tron ti Địa hóa đổng v ị của Sr liên quan đến sự tăng trưởng hàm lượng 87Sr được tạo ra bởi quá trình phân rã 87Rb theo thời gian. Đ iều này được biểu thị ở tý sỐ ^Sr/^Sr (w,Sr là đ ổn g vị bển). Đ iểm bắt đẩu tiến hoá đ ổn g vị Sr là tý s ố 87Sr/86Sr tại thời đ iểm sinh thành Trái Đâ't. N gư ời ta lấy giá trị này từ thành phần đ ổn g vị của thiên thạch basalt achondrit, được xem như tương đ ổn g với thành phẩn của tinh vân Mặt Trời tại lúc hình thành các hành tinh. Giá trị này được kí h iệu là BABI (Basalt A chondrit Best Initial) và được châp nhận là 0,699 (điểm A) [H.3]. Các giá trị 87Sr/86Sr của Trái Đâ't tồng thê hiện thời thay đối, nhưng dao đ ộn g trong khoảng 0,702 - 0,706 (trung bình là 0,704) với tỷ lệ Rb/Sr trong khoảng 0,030 - 0,032. Vì vậy tạo nên dải rộng đ ư ờng tiến hoá của 87Sr/86Sr (đư ờng AD) [H.3]. Trong quá trình hình thành v ỏ lục địa khoảng 2,9 tỷ năm trước, Rb đi từ m anti vào vỏ đã dẫn đến m ô hình tiến hoá đổng v ị Sr khác hẳn nhau trong hai m iền nguồn: m anti và vỏ [H.3]. Tỷ lệ Rb/Sr trong vỏ lục địa cao hơn khiến cho sự tăng trưởng 87Sr/86Sr nhanh hơn hẳn so với trong m anti. Vì th ế ^ S r /^ r hiện tại đ o được trong vỏ là 0,7211 (đường BC). Trong khi đó ở m anti nghèo tỷ lệ này tăng không đáng kê từ khi hình thành Trái Đât và đến ngày nay chi đạt 0,704 (đường BE). Do đó, sự khác nhau v ề tỷ lệ đ ổn g v ị này tạo ra phương cách phân biệt các đá m agm a được thành tạo do nóng chảy từng phẩn các đá vỏ với các đá có n guồn gốc nóng chảy tửng phần của vật chất m anti. Tuy nhiên tỷ lệ 87Sr/86Sr cao trong 594 BÁCH KHOA THƯ ĐỊA CHÁT các đá cô có thể liên quan với cả quá trình biến châ't trao đổi. Vì vậy đ ể nghiên cứu sự tiến hoá của m anti tốt nhất sử dụng hệ đổng v ị khác mà ở đ ó các đ ổng vị m ẹ và con kém linh động hơn như Nd. Thời gian t (tỷ năm) Hình 4. Biến đổi tỷ lệ đồng vị Nd theo thời gian (Theo Rolinson H.R., 1993). Rõ ràng là nếu tỳ lệ đổng vị đo được đối với đá m agma đã cho là cao thì đá hầu hết được thành tạo từ dung thể xuât phát trực tiếp từ manti; nếu tỷ lệ là thâp thì nguồn là từ vật chât vỏ. Các kết luận đó là không dứt khoát, bởi vì lịch sử của đá magma thường lâu dài và phức tạp và có th ể liên quan tói các quá trình khác có ảnh hưởng tới tỷ lệ đ ổn g vị. Mối liên quan của tỷ lệ đổng vị với lịch sử các đá m agma có thể tạo ra đổ thị biểu diễn sự biến đổi c ả tỷ lệ Sr lẫn N d. Tọa độ của giản đổ này có thê là tỷ lệ 143N d /144N d và 87Sr/86Sr hay số lượng khởi nguồn. ( 87Sr *ốSr \ *\Sr * " S r / R x io 4 ( 143Nd 144Ncì Nd 144Nd - -1 x io 4 Thời gian t (tỷ năm) Hình 3. Biến đổi tỷ lệ đồng vj Sr theo thời gian (Theo Rolinson H.R., 1993). C ác đồng vị neodym Sự biến đổi về hàm lượng đồng v ị phóng xạ 143N d theo thời gian song song với hàm lượng đ ổng vị phóng xạ 87Sr và có thể được biểu thị theo cùng cách. D o đổng vị phóng xạ là 143Nd (được thành tạo từ 147Sm) và sự tăng trưởng của nó có thê được thê hiện qua tỷ lệ 143N d /144Nd. Thành phần đ ổn g v ị 143N d /144N d tống thê (BSE) của Trái Đất được xem như xâp xi thành phẩn chondrit (CHUR) (0,5068 và 0,5126). Thành phần đổng vị của CHƯR hiện thời và tại 4,6 tý năm trước đây đã tiến hoá theo thòi gian và được thê hiện trên đường AD [H.4]. Ở đây, tỷ lệ Sm /N d của vỏ lục địa phân dị cao hon so với CHUR và thế hiện sự tiến hoá chậm theo thời gian thê hiện ở tỷ lệ 143N d /144Nd (đường BE). Tỷ lệ đổng vị ^Sr/^Sr của vỏ tiến hoá rất nhanh theo thòi gian so với manti. N hững biến đổi tương ứng của manti đ ể từ đó tạo ra vỏ giàu Nd được thể hiện trên đường BC. Trong đó (^Sr/soSr)™ là tỷ số đo được trong đá và ( 87S r / 86S r )R l à t ỷ s ố t ổ n t ạ i t r o n g b ổ n c h ứ a đ ổ n g n h á t hiện tại và tương tự đối với tỳ lệ Nd. N hư vậy, điếm 0 trên quy m ô epsilon thê hiện các mẫu có tỷ lệ đổng vị tương tự như tỷ lệ đổng vị đạt được trong bổn chứa đổng nhâ't của vật chất thiên thạch sau 4,55 tỷ năm. Các đồng v ị chì Sự tiến hoá đổng vị Pb theo thời gian có thế được xác định nhờ sử dụng các tỷ lệ ^ P b /^ P b , 207Pb/204Pb/ 2 0 8 p b /2 0 4 p b l à s ự b ổ s u n g n g u ồ n t à i l i ệ u đ ố i v ớ i c á c đ á magma. Tuy nhiên, luận giải các tỳ lệ này không dễ do những phức tạp vể tính chât hóa học cùa chì và c á c đổng vị phóng xạ m ẹ của nó trong quá trình magma. Thành phần đổng vị ban đầu của Pb được lây từ phân tích các thiên thạch. Các thiên thạch sắt có chứa Pb nhưng lại không chứa Ư hay Th, nên có thể giả thiết nó là vật chất ban đầu của Trái Đâ't. Còn thiên thạch đá lại chứa u , Th và Pb chứng tỏ có lượng đổng vị Pb tăng lên từ khi thiên thạch được tạo ra. D o đó, từ SỐ liệu v ể tốc độ phân rã từ hai loại thiên thạch có thê tính được thời gian khi các thiên thạch và cả Trái Đất được tạo ra. Phép tính này dựa trên đồ thị của đường đẳng thời [H.5] theo các tý lệ 206pb / 204p b Hình 5. Đường đẳng thời theo kết quả phân tích đồng vị chì trong thiên thạch và trong trầm tích biền hiện đại (Theo Rolinson H.R., 1993) ĐỊA HÓA HỌC 595 20f,Pb/204Pb, 207Pb/204Pb của các thiên thạch khác nhau và tìm ra tuồi tương ứng với độ dốc của đường này. Các tỷ lệ đ ổn g vị trên không những được sử đụng đê xác định tuổi các thiên thạch mà còn cả tuổi của chì nguyên sinh trong vật chất Trái Đâ't như Pb trong galen ờ các m ỏ khoáng. Địa hoá các đồng vị bền Có nhiều đổng vị bển trong tự nhiên, song trong nghiên cứu địa hóa, người ta thường sử dụng các đổng v ị bển của các nguyên tố nhẹ như oxy (O), hydro (H), carbon (C), lưu huỳnh (S) và nitro (N). N hững nguyên tố này thường là thành phẩn chủ yếu của nước, các chất lưu (fluid), bởi vậy các đổng vị bến của chúng được sử dụng có hiệu quả trong nghiên cứu sự khuếch tán và cơ ch ế phản ứng trong c á c q u á t r ì n h đ ị a c h ấ t , đ ổ n g t h ờ i c ò n đ ư ợ c s ử d ụ n g đ ế nghiên cứu nguồn gốc của các đá, làm "cố nhiệt kế" ('palaeothermometer). Yêu cẩu cơ bản của việc sử dụng các đổng vị bền là ở chỗ tỷ lệ các đổng v ị của m ột nguyên tố biến đối trong các vật liệu tự nhiên. Sự biến đối đó có thê xảy ra do kết quả của các quá trình hóa học, vật lý và sinh học. Điều này dẫn tới nhừng khác biệt nhỏ vể hàm lượng đổng vị trong các hợp chất khác nhau. Sự tách biệt hoàn toàn các đổng vị của một nguyên tố tạo ra các hợp châ't có các tính chất khác biệt. Các tham số đồng vị bền Trị SỐ delta (ò). Đổi với hầu hết các nguyên tố, việc đo đạc thành phần đổng vị đểu được tiến hành trên các biến thê dạng khí được chuẩn bị từ các mẫu. Ví dụ, tỷ lệ đồng vị oxy được đo nhờ tách chiết hoá học oxy từ mẫu rắn và chuyến hóa nó thành khí dioxid carbon. Khí được đưa vào khối phổ, tại đó các phân tử đirợc xác định trên cơ sở khối lượng của chúng. Tỉ lệ đổng vị tìm được của mẫu chính là độ lệch so với chuẩn bởi trị số delta (ó) theo phẩn nghìn (%o) đơn vị: Bằng cách khác có thê biếu diễn quan hệ giừa ÍXA-B với ỐA và ÒB Tỉ lệ đồng vị của mẫu Tỉ lệ đồng vị của chuẩn X 1.000 Ra _ \000 + ỗA Ra 1000 + £ h Các chuẩn tham chiêu. Đ ế có được tính đổng nhât của các trị s ố delta, cẩn dùng các chuẩn được quốc tế chấp nhận. Bảng 2 liệt kê các chuẩn tham chiếu đổng v ị của hydro, oxy, của lưu huỳnh từ troilit từ thiên thạch thung lũng Diablo và của nitro từ không khí. Bảng 2. Các chuẩn tham chiểu đồng vị bền nguyên sinh Nguyên tố Chuẩn Chú thích Hydro V-SMOVV Trung bình chuẩn của nước đại dương Vien; tương tự như SMOW; D/H = 155,76 X 10'6 Carbon PDB Belemnit Peedee; 13c/12c = 1123,75 X10‘5 Oxy V-SMOVV Trung bình chuẩn của nước đại dương Vien; 180 / '60 = 2005,2 *10 ' Nitro Không khí NBS-14; ,5N /'4N = 367,6 X10'5 Lưu huỳnh CDT Troilit từ thung lũng Diablo; Ms/32s = 449,94 X10-4 Các tý lệ đ ổn g vị của mẫu và của chuẩn là các đ ồng v ị nặng trên các đổng v ị nhẹ (180 /160 , 34s/32s v.v...). Trị số delta (ố) v ề thực chất là sự khác biệt tương đối giữa m ẫu với chuẩn, nó có thể là dương hay âm tuỳ thuộc vào thành phần đồng vị nặng của mẫu. Đối với nhiều nguyên tố, độ chính xác của trị SỐ delta đo được tố t hơn ±0,05 phẩn nghìn. Đôi với oxy, độ chính xác vào khoảng ±0,2 phẩn nghìn. Hệ số phân đoạn đồng vị a . Trị số delta thể hiện số đo đổng vị của các mẫu đơn lẻ; còn hệ số phân đoạn a thê hiện số đo đổng vị đôi với hai vật liệu khác nhau theo các trị s ố delta đo được của chúng. A a - b = ố A - ỐB « 1000 l n OCA-B ~ otA-B NBS = National Bureau of Standards (Cục Tiêu chuẳn Quốc gia) Các đồng vị oxy Trong tự nhiên tổn tại 3 đổng vị tự nhiên phố biến là: lóO = 99,7630%; 170 = 0,0375% và lsO = 0,1995%. Đ ê xác định trị số ố 180 người ta sử dụng hai chuẩn. Chuẩn SMOYV (Standard Mean Ocean YVater - Trị s ố trung bình chuấn cúa nước đại dương) hoặc Vienna SMOYV (VSMOYV) được sử dụng cho các mẫu nước, silicat, phosphat, silicat và các đá carbonat bị biến chât. Chuẩn PDB (Pee Dee Belemite - belem nit của hệ tầng Pee Dee tuổi Kreta ở N am Carolina) hoặc Vienna PDB (VPDB) cho các mẫu carbonat sinh hoá. Q uan hệ giữa hai chuẩn này như sau: ò 18O pdb = 1,03086 X ò 18O smow + 30,86 hoặc ố 18O v p d b = 0,79002 X ố 18O v s m o v - 29,98 Trị số ò lsO trong tự nhiên biến thiên khoảng 100%o và gẩn m ột nửa trị số biến thiên đó gặp trong nước khí tượng. Thiên thạch chondrit có trị số ố lsO biến đối trong khoảng ~ 5,7 ±0,3%o và được xem như không đổi theo thời gian. Phẩn lớn các đá granit, các đá biến chất và trầm tích giàu ò lsO hơn so với manti; còn nước biển và nước khí tượng lại nghèo ò lsO và chúng tạo nên các m iền nguồn 5 lsO bô sung. Trong các loại đá, trị số ố lsO phụ thuộc chặt chẽ vào thành phẩn đổng vị oxy của các khoáng vật tạo đá và giảm dẩn theo thứ tự: dolom it > K-felspat > calcit > p lagioclas (giàu Na) > plagioclas (giàu Ca) > m uscovit, paragonit, kyanit, glaucophan > orthopyroxen, biotit > clinopyroxen, hom blend, granat, zircon > olivin > ilm enit > magnetit, hematit. Sự khác nhau v ề trị số ò lsO trong các khoáng vật 596 BÁCH KHOA THƯ ĐỊA CHÁT được giải thích là do sự khác nhau về đặc tính và cường độ các mối liên kết trong câu trúc tinh thế khoáng vật. Xu th ế biến đổi thành phẩn đổng v ị oxy trong các khoáng vật theo nhiệt độ cho phép sử dụng các cặp khoáng vật làm các địa nhiệt k ế đong vị. Địa nhiệt kê' đổng vị oxy lần đẩu tiên được ứng dụng đê xác định cô nhiệt độ trong đại dương. Phương pháp này dựa trên giả thiết v ề cân bằng đổng vị giừa vỏ carbonat của các sinh vật biển và nước biển. N gày nay địa nhiệt k ế đổng vị oxy được sử dụng khá rộng rãi dựa trên nguyên lý vể sự phụ thuộc của hằng s ố cân bằng đổng vị oxy giữa các khoáng vật vào nước, giữa các cặp khoáng vật vào nhiệt độ, trong đó việc xác định hệ số phân đoạn đổng vị có ý nghĩa quan trọng. Xác định nhiệt độ thành tạo của các trầm tích khác nhau rất quan trọng không những đối với cổ khí hậu, mà còn đ ể khôi phục lại bối cảnh kiến tạo. Một ứng dụng quan trọng nừa của đồng vị oxy là khả năng nhận biết bản chât các quá trình địa chất. Đổng vị oxy dùng đ ể phân biệt râ't hiệu quả giừa các đá được thành tạo trong manti và các đá được thành tạo từ vỏ lục địa. N ói chung, vỏ lục địa giàu òlsO hơn so vói manti của Trái Đât. Đ iều này là hệ quả của sự tương tác lâu dài giữa vỏ lục địa với thuý quyển và sự chuyên hoá khối lượng đổng vị lsO vào các khoáng vật thuộc vỏ trong các quá trình địa chất ở nhiệt độ thâp. Vi vậy, đồng vị oxy là chi thị quan trọng cho các quá trình trên mặt và là đổng vị đánh dấu cho các đá vào lúc chúng tiếp xúc với bể mặt Trái Đất. Đổng vị oxy cũng được sử dụng kết hợp với các đồng vị phóng xạ, chẳng hạn Sr trong xác định bản chất nguồn, các quá trình hỗn nhiễm, v.v... Các đồng vị hydro Trong tự nhiên tổn tại hai đổng vị hydro với độ phố biến sau: = 99,9844 %; 2D = 0,0156 %. Sự khác nhau tương đối v ề khối lượng của hai đổng vị này râ't lớn, điểu đó dẫn đến tỷ lệ đổng vị của chúng trong các khoáng vật tự nhiên biến thiên rộng. N goài ra, hydro còn gặp ở dạng H 2O, O H , H 2 và hydrocarbon. Các đổng vị hydro được đo bằng trị số ÒD so với chuẩn SMOW. Trị sô' ỐD bình thường của manti dao động trong khoảng từ -40%o tới -80°/oo; nguồn MORB có ÒD= -80 ±5 %0. Khoảng dao động v ề trị s ố ÒD của một loại đá và nước trên Trái Đất khá rộng, từ -350%o đến + 50%o [H.6]. Giá trị ÒD của các đá trầm tích magma và biến chất khá giống nhau do nước di chuyển qua các thê địa chât khác nhau và tương tác với chúng, đó củng là bằng chứng cho thấy hydro đã tham gia vào nhiều quá trình địa châ't. Đổng vị hydro thường được sử dụng cùng với đổng vị oxy trong các nghiên cứu về chu trình của nước. ----------------------- ____________Nước khi tượng [ ] Nước đại dương |: J H H Ị 1 Đá trầm tích I ~ | Đá magma vầ bién chát m Nước nguyên sinh _____ I_____ I_____ 1—____ I_____ I_____ I_____ I_____ 50 0 -50 -100 -150 -200 -250 -300 -350 6D (%o) Hình 6. Khoảng dao động giá trị tỷ số đồng vị ỒD của một số loại nước và đá trên Trái Đất (Theo Hoefs, 2009). Các đồng vị bền carbon Carbon có hai đồng vị bển với độ phô biến nhu sau: 12C = 98,89 % và 13C = 1,11 %. Carbon trong tụ nhiên gặp ở dạng oxy hoá (CƠ2, carbonat, bicarbonat), dạng khử (methan, carbon hữu cơ) và dạng tự nhiên (kim cương, graphit). Đ o đạc và tính toán liên quan tới carbon thông qua chuẩn PDB. Chrondrit ---------------------------- ---------------------------- Carbon trong đá magma ---------------Thủy tinh MORB Khi C 0 2 từ núi lửa ------------------------ -------------------------- Khí CH4 từ núi lửa ---------------------------------------------------- Kim cương Than chi ------------------------------------------------------------- -------------- Scapolit ---------Khí C ỏ 2 trong --------------------------------Carbon hữu cơ suối nước nóng -110 đến -50%o*......Khí Khí CH4 t trong trầm tích biển, hồ đén -70%o*................................. Khi tự nhièn (CH4) ----------------------Thực vật quang hợp C3 -----------------Thực vật quang hợp C4 ------------------------------------------ Trầm tích hồ ---------------------Than bùn ------------------- Than đá, dầu mỏ — —#o Khí C 0 2 ------------------ Khi CO trong khí quyển trong khí quyén I____ I____ I____ I____ I____ I____________________________ L___ I___________ I-------------------1------------------- 1 -40 -30 -20 -10 0 10 _________________________ 513C_____________________ Hình 7. Khoảng dao động trị số õ13c của một số nguồn carbori chính trên Trái Đất (Theo Sharp, 2007). Chấm tròn đen lá giá trị ỗ 13c của khí C 0 2 trong khí quyển hiện tại, chấm tròn trắng là giá trị õ 13c của khí CƠ2 trước thời kỳ đại công nghiệp. Trị SỐ Ồ13C của các nguồn carbon vô co và hữu cơ chính trên Trái Đất dao động trong khoảng rộng tù khoảng +20%o đến khoảng -30%o [H.7]. Trong đó các nguổn carbonat vô cơ có thành phần đổng v ị nặng 13c cao, ố 13c dao động xung quanh 0%o. N gư ợc lại, các vật chất hữu cơ như sinh vật, trầm tích hữu cơ, than đá, dầu m ỏ có thành phẩn đổng vị nặng 13c thấp, ò 13c thường dao động xung quanh -2 5 %0 . Các thiên thạch đặc trưng bởi trị số ò13c biến thiên rộng từ -25 % 0 đến 0%o. Trị số ò 13c của man ti được xác định theo carbonat, kimberlit và kim cương, dao động từ -3 % 0 đến -8 %0, trung bình là -6 °/oo. MORB có t r ị S Ố ò 13c t r u n g b ì n h l à - 6 , 6 % 0 . ò 13c c ủ a c á c k h o á n g vật carbonat sinh hóa có giá trị lớn hơn +20%o, của k h í m e t h a n h ì n h t h à n h d o h o ạ t đ ộ n g c ủ a v i k h u ẩ n c ó thể có giá trị nhỏ hơn -100%o. ĐỊA HÓA HỌC 597 Gia sử các nguổn carbon trên Trái Đất có thế gộp vào hai nguồn chính là carbon vô cơ, chù yếu là trầm tích carbonat và nguồn carbon hữu cơ do sinh vật tạo ra thì trị số ố 13c của Trái Đất có thể xác định theo hai nguồn này băng phương trình: ă'iCrD= f l * S nChc+( \ - f hc) * ỏ 'ìCvc Trong đó, giá trị ỗl3Ctd, õ13Chc, và ỗ13Cvc lẩn lượt là các trị số ò13c của bổn chứa carbon trên Trái Đất. fhc là ty lệ % của nguồn vật châ't hừu cơ trong thời gian địa chât nhất định. Giả sử trị số ố13Chc và ỗ13Cvc lẩn lượt là -25%o và 0%o, có thê tính được tỷ số Chc/Cvc xấp xi bằng 20/80. Biến đổi tỷ số này cung cấp lượng thông tin v ề sự tiến hóa của sinh quyển trong các thời kỳ địa chất khác nhau của Trái Đất. Các quá trình phân đoạn đổng vị carbon trong các phán ứng trao đổi cân bằng đổng vị cũng xảy ra trong điều kiện nhiệt độ cao giừa các pha CO2' calcit, d o l o m i t - c a l c i t , c a l c i t - g r a p h i t , d o l o m i t - g r a p h i t v à khí CH4 . Hệ SỐ phân đoạn đổng v ị giữa các pha và các cặp khoáng vật này có thể sử dụng đ ể xác định nhiệt độ thành tạo cùa các khoáng vật và được gọi là các nhiệt k ế địa chất, xác định bản chất nguổn chất lưu chứa carbon. Đồng vị bền của lưu huỳnh Có 4 đổng vị bển của s với tỷ lệ như sau: 32s = 95,02 %; 33s = 0,75 %; 34s = 4,21 % và 36s = 0,02 %. Trị số ò34s là tỷ lệ giữa hai đống vị phố biến nhất 14s /32s với chuẩn đối sánh là troilit (FeS) trong thiên thạch sắt [Bảng 2]. Các thực thể chứa lưu huỳnh thường gặp trong tự nhiên bao gồm các khoáng vật su líat và su líur, lưu huỳnh tự nhiên, khí H 2S và SO2, và nhiều các ion lưu huỳnh bị oxy hoá và khừ trong các dung dịch. Có 3 m iền nguồn đổng vị riêng biệt của Ò^S: 1) Lưu huỳnh từ nguồn manti với trị số ò ^ s trong khoảng 0±3%o; 2) Lưu huỳnh từ nước biển với giá trị bMS hiện tại khoảng +20%o, mặc dù giá trị này đã thay đồi trong quá khứ; 3) Lun huỳnh bị khử mạnh (lun huỳnh trầm tích) với giá trị 5-^S âm. Trị số ÒMS của man ti nguyên thủy là +0,5 %0 , có khác biệt chút ít so với thiên thạch chondrit (+0,2%o). Các giá trị ÒMS của MORB đặc trưng cho nguồn manti nghèo (DM) biến thiên trong giới hạn hẹp, khoảng +0,3+ 0,5%o. Các đá núi lửa cung đảo (IAB) có trị số Ờ34S biến động lớn hơn (từ -0,2%o đến +20,7%o). Trị số của granit cũng thay đổi nhiều, từ -10%o đến +15%0 và thể hiện sự biến thiên rộng so với giá trị trung bình của vỏ lục địa (ỗ34s là +7,0%o) [H.8]. Giá trị ò34s của nước biển hiện đại biến thiên trong khoảng +18,5%0 đến +21,0%o. Các mỏ sulfat bốc hơi hiện tại giàu ố34s hơn nước biển (khoảng 1 đến 2%o), mối tương quan này được sử dụng đ ể xác định giá trị 634S của nước biển cổ. I 1 Khoáng vật sultat bay hơi [ ] Nước đại đương I Đé trầm tích I I Dá bién chắt ~1 I I Đá granit Ị I Đá basalt __I_____ I----------1----------1----------1----------1----------1--------- 1--------- 1--------- 1— 50 40 30 20 10 0 -10 -20 -30 -40 631s (%o) Hình 8. Trị số ỗ ^ s của một số vật chất chính trong tự nhiên. Các nghiên cứu lý thuyết v ể phân đoạn đổng vị giừa các pha tổn tại của lưu huỳnh chỉ ra rằng hệ số phân đoạn đồng vị phụ thuộc vào cường độ liên kết của các khoáng vật sulíur. Thành phẩn đổng vị nặng tăng theo thứ tự các pha khoáng vật sulfur, cụ thể l à a r g e n t i t > c h a l c o s i n > g a l e n i t > c o v e l l i n > p y r r h o t i n > sphalerit > pyrit. Mối quan hệ giữa hệ sổ phân đoạn đổng vị lun huỳnh với nhiệt độ tại thời điểm xảy ra cân bằng đổng vị giừa các pha khoáng vật còn được sử dụng đê xác định nhiệt độ thành tạo các khoáng vật. Hệ số phân đoạn đổng vị lưu huỳnh của cặp khoáng vật sphalerit và galenit có thê dùng đê xác định nhiệt độ trong khoảng 125-370°c, nên cặp khoáng vật này được gọi là cặp nhiệt k ế địa chất đ ể tính toán nhiệt độ thành tạo trong các m ò quặng. Việc sử dụng trị số ò34s trong thạch luận các đá magma nhằm nghiên cứu các vấn để sau: 1) Sự thoát khí SOĩ gây nên biến đổi tỷ lệ đồng vị của lun huỳnh; 2) Sự hỗn nhiễm với sulíat của nước biển; 3) Phân đoạn kết tinh của m ột số khối gabro phân lớp chứa các lớp giàu sulíur có nguồn gốc magma trong điều kiện hoạt tính oxy thay đổi. Một vấn đ ể rất quan trọng là sử dụng đổng vị bển của lưu huỳnh đ ể làm sáng tỏ nguồn gốc của các kiểu quặng nhiệt dịch. Việc nghiên cứu nhằm m ục đích xác định nguồn gốc của các khoáng vật của lưu huỳnh sulfur và sulfat) trong các thân quặng, xác định nhiệt độ thành tạo của các sulfur và dung dịch tạo quặng, xác định ảnh hưởng của tỷ số nước-đá trong quá trình tạo khoáng, xác định mức độ cân bằng đạt được và các cơ ch ế lắng đọng quặng. Tư liệu Việt Nam Mặc dù còn thiếu các thiết bị phân tích hiện đại nhưng các nhà khoa học địa chất Việt Nam đã ứng dụng phương pháp đổng vị phóng xạ do các phòng thí nghiệm nước ngoài phân tích đ ể xác định tuổi của các thể địa chất, đặc biệt là các thể biến chất cổ và các khối đá magma. Gần đây, Việt Nam đà được trang bị hệ thống phân tích đổng vị phóng xạ 14c tại Viện Khảo cổ học, có thể sử dụng đ ể định tuổi trầm 598 BÁCH KHOA THƯ ĐỊA CHÁT tích Đệ Tứ. Hệ thông phân tích đổng vị 210Pb/137Cs tại Viện Hạt nhân Đà Lạt có thê ứng dụng trong định tuối các trầm tích hiện đại. Đặc biệt là hệ thống phân tích đổng vị bển 13c , 15N, lsO, D và 34s tại Trường Đại học Khoa học Tự nhiên (ĐHQGHN) có thê ứng dụng trong nghiên cứu cô khí hậu, cô m ôi trường và địa hóa sinh thái. Tài liệu tham khảo A s s o n o v , s. s., 2003. Is o to p e e ffe c ts in th e c h e m is try o f a tm o s p h e r ic tra c e c o m p o u n d s . C h e m ic a l R evie iưs 103 (12): 5 1 2 5 -5 1 6 1 . Địa hóa hữu cơ Nguyền Văn Phồ. V iện Đ ịa chất, V iện Hàn lâm Khoa học và Công nghệ V iệ t Nam. Nguyền Khắc Giảng. Đại học M ỏ - Đ ịa chất Hà Nội. Giới thiệu Địa hóa hữu cơ chù yếu nghiên cứu quá trình chuyển hóa các vật chất hữu cơ từ sinh vật thành hóa thạch và nhừng tác động của quá trình thành đá tới vật châ't hừu co. Quá trình này liên quan mật thiết với chu trình địa hóa của carbon. Các hợp châ't carbon được sinh vật tạo ra nhìn chung là rất kém bển. Khi tiếp xúc với oxy, hầu hết chúng đểu bị phân hủy theo thời gian và carbon lại trở về bồn chứa lớn của dioxid carbon trong khí quyển. Khi cách biệt với oxy trong nước tủ hay bị nhân chìm dưới vật liệu trầm tích, hợp chât hữu cơ không bị phân hủy hoàn toàn mà chuyển hóa thành hợp chất khác bển hơn. N hững biến đối này rất phức tạp và gắn liền với quá trình trầm tích. Quá trình thành đá (diagenesis) làm biến đổi vật chất hữu cơ trong trầm tích và các đá trầm tích có ý nghĩa thực tiền rất quan trọng, bởi vì nó tạo ra các nguồn nhiên liệu hóa thạch là than đá, dầu m ỏ và khí tự nhiên. Chu trình địa hóa của carbon Cùng với nitro và nước, carbon di chuyển và vận động tạo ra m ột chuỗi các sự kiện, đó là chìa khóa đê giúp cho Trái Đất có khả năng duy trì sự sông. Lượng carbon toàn cẩu là kết quả cân bằng của nhừng quá trình trao đối carbon (mang đến và mât đi) giừa các bổn chứa khác nhau của Trái Đâ't, tạo ra chu trình của riêng nguyên tố này. Chu trình carbon toàn cầu hiện tại thường được phân thành các bổn B u d z ik ie w ic z H a n d G rig s b y R .D ., 2006. M a s s s p e c t ro m e tr y a n d is o to p e s : a c e n tu ry o f re s e a rc h a n d d is c u s s io n . M ass s p e c tro m e try rev ie ius 25 (1): 146 - 157. CVNeil J. a n d T r u e s d e l l A , 1991. O x y g e n is o to p e íra c t io n a t io n s tu d ie s o f so lu te -v v a te r in te ra c tio n s . The G eo ch e m ica ỉ S o c ie ty , S p ec ia l P u b lic a t io n N o .3 :1 7 -2 5 . Ohmoto H., and R,. o Rye, 1979. Isotopes o f su líu r and c a rb o n " in G e o ch e m is try o f H y d ro te rm a l O re D e p o s its , H .L B arnes (ed .). W i/ey: 509-567. Rasskazov Sergei V., Sergei B., B ra n d t Ivan s. Brandt, 2010. Radiogenic Isotopes in Geologic Processes. S p r i t ig e r D o rd re c h t H e id e lb e rg . 291 p g s . L o n d o n - N e w Y ork . YVhite w . M., 2013. G e o c h e m is try . W ile y -B la c k W e ỉl. 668 p g s . chứa carbon chính và được liên hệ với nhau bởi các con đường trao đối [H.l]: 1) Khí quyển; 2) Sinh quyển trên cạn; 3) Thủy quyên bao gổm cả carbon vô cơ hòa tan và sinh khối biển còn sống và đã chết; 4) Thạch quyển - Các thế trầm tích, bao gổm cả nhiên liệu hóa thạch, hệ nước ngọt và vật chât hữu cơ sống hoặc đã chết như carbon trong đất, carbon từ manti và vo Trái Đất. Hình 1. Sơ đồ chu trình carbon thẻ hiện sự vận động của carbon giữa thạch quyền, khí quyển, thủy quyẻn và sinh quyền thông qua các phàn ừng hữu cơ. Dự trữ carbon tương tác với các hợp phẩn khác thông qua các quá trình địa châ't [Bảng 1]. Sự trao đổi carbon giừa các bồn chứa là kết quả cùa các quá trình hóa học, vật lý, địa chất và sinh học khác nhau.