1. Sử dụng đồng vị oxy

Trong tự nhiên tồn tại 3 đồng vị oxy với độ phổ biến như sau: ¹⁶O = 99,7630%; ¹⁷O = 0,0375% và ¹⁸O = 0,1995%

Trong nghiên cứu đồng vị oxy, tỉ lệ đồng vị ¹⁸O/¹⁶O thường được xác định với giá trị d, được tính toán bằng công thức đã nêu ở trên.

Trong đồng vị oxy hiện nay thường dùng hai chuẩn. Nếu đo ở nhiệt độ thấp thì dùng chuẩn PDB (belemnit của hệ tầng Peedee tuổi Kreta ở Nam Carolin). Mẫu chuẩn này cũng được dùng cho đồng vị carbon. Trong tất cả các trường hợp khác dùng chuẩn SMOW (Standart Mean Ocean Water - chuẩn thành phần trung bình của nước đại dương), trong đó tỉ lệ các đồng vị oxy và hydro tương ứng với thành phần tính toán của nước biển. Giá trị của chúng được quy định bởi Cơ quan Năng lượng nguyên tử quốc tế đặt tại Viên d¹⁸O_SMOW = 1,03099 (theo Coplen, 1983). Giữa chuẩn PDB và SMOW có tương quan theo công thức

d¹⁸O_PDB = 0,97002 ´ d¹⁸O_SMOW

Về nguyên lý, oxid được giải phóng từ các khoáng vật silicat và oxid qua quá trình fluorin hoá với F₂ hoặc BrF₂ cuối cùng bị biến đổi thành CO₂ ở nhiệt độ cao và được xác định trên khối phổ kế. Trong các khoáng vật carbonat CO₂ được giải phóng khi sử dụng > 103% acid phosphoric.

Khi tỉ số đồng vị oxy được xác định đối với mẫu nước, thì mẫu được cân bằng với một lượng nhỏ CO₂ và tỉ lệ đồng vị oxy trong CO₂ sẽ xác định được, tỉ lệ ¹⁸O/¹⁶O của nước tính toán được. Độ chính xác của d¹⁸O trong trường hợp này vào khoảng 0,1-0,2 ‰.

Giá trị d¹⁸O trong tự nhiên biến thiên khoảng 100 ‰ và gần một nửa giá trị thay đổi đó xảy ra trong nước khí tượng (Hình 6.1). Thiên thạch chondrit có giá trị d¹⁸O thay đổi » 5,7 ± 0,3 ‰ và được xem như là không đổi theo thời gian đối với Trái đất và Mặt trăng. Tuy nhiên, Kyser và nnk (1980) cho rằng các đá bazan kiềm ở Hawai giàu d¹⁸O hơn so với bazan tholeit (khoảng 0,5-1 ‰) do chúng xuất phát từ hai miền nguồn manti riêng biệt, chứng minh cho tính không đồng nhất về thành phần đồng vị của manti.

Phần lớn các đá granit, đá biến chất và trầm tích giàu d¹⁸O so với manti; còn nước biển và nước khí tượng lại nghèo d¹⁸O và chúng tạo nên các miền nguồn d¹⁸O bổ sung.

Một trong những sử dụng đầu tiên khi nghiên cứu đồng vị oxy trong địa chất học là địa nhiệt kế. Urey (1947) chỉ ra rằng đồng vị ¹⁸O trong carbonat calci (CaCO₃) giàu hơn so với nước biển cổ. Ý tưởng này đã được chấp nhận một cách nhanh chóng và nhiệt độ cổ (palaeotemperature) đã được tính toán cho các biển Kreta thượng ở Bắc Bán cầu. Sau đó, phương pháp này được phát triển và áp dụng đối với hệ thống nhiệt độ cao hơn dựa trên sự phân bố của đồng vị ¹⁸O giữa các cặp khoáng vật (Clayton, 1981). Xác định nhiệt độ của các trầm tích khác nhau rất quan trọng không những đối với cổ khí hậu, mà còn để khôi phục lại bối cảnh kiến tạo.

Nhiệt kế đồng vị oxy ưu việt hơn so với nhiệt kế trao đổi cation thông thường ở chỗ sự trao đổi đồng vị oxy có thể đo được giữa nhiều cặp khoáng vật trong một dạng đá riêng lẻ. Ngoài ra, những khoáng vật với độ khuyếch tán oxy thấp (như granat, pyroxen) cũng có thể ghi nhận được các đỉnh (peak) nhiệt độ.

Hình 6.1. Biến thiên d¹⁸O trong các kiểu đá và nước (theo Rollinson, 1995)

Nhìn chung, phương pháp tính toán nhiệt kế đồng vị oxy áp dụng hiệu quả đối với các đá biến chất cao và một phần cho các đá magma.

Mối tương quan giữa các đồng vị phóng xạ và đồng vị oxy là vô cùng quan trọng, bởi lẽ những thay đổi trong hai hệ thống đồng vị này được bắt nguồn từ các cơ chế hoàn toàn khác biệt. Các biểu đồ tương quan kiểu này cung cấp những thông tin chính xác hơn so với các biểu đồ tương quan đồng vị phóng xạ hoặc biểu đồ tương quan đồng vị bền với nhau (d¹⁸O - dD, d¹⁸O - d¹³C).

Đồng vị oxy dùng để phân biệt rất hiệu quả giữa các đá được thành tạo trong sự cân bằng với manti và các đá được tạo thành từ vỏ lục địa. Nói chung vỏ lục địa giàu d¹⁸O hơn so với manti của Trái đất (Hình 6.1). Điều này là hệ quả của sự tương tác lâu dài giữa vỏ lục địa với thuỷ quyển và của sự chuyển khối lượng đồng vị ¹⁸O vào các khoáng vật thuộc vỏ trong các quá trình địa chất nhiệt độ thấp. Vì vậy, đồng vị oxy là chỉ thị quan trọng cho các quá trình trên mặt và là đồng vị đánh dấu cho các đá vào lúc nào đó đã tiếp xúc với bề mặt Trái đất.

Hình 6.2. Biểu đồ tương quan d¹⁸O - ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr chỉ rõ sự biến thiên các đồng vị của các đá magma và trầm tích thông thường (theo Rollinson, 1995)

Mặt khác, đồng vị phóng xạ chỉ ra sự khác nhau giữa các miền nguồn vỏ và manti và chỉ thị cho sự tách biệt các miền nguồn với nhau trong lịch sử lâu dài Trái đất. Miền nguồn vỏ nhìn chung giàu ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr và đồng vị Pb phóng xạ, nhưng lại nghèo ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd so với manti. Sự thay đổi thành phần đồng vị d¹⁸O và ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr trong các đá magma và trầm tích thông thường nhất được trình bày trong Hình 6.2.

Các đá nguồn vỏ giàu đồng vị Sr và O so với manti, bởi vậy biểu đồ tương quan đồng vị Sr-O được dùng để nhận biết sự hỗn nhiễm vỏ của các đá bắt nguồn từ manti. Có hai cơ chế hỗn nhiễm: hỗn nhiễm của miền nguồn và hỗn nhiễm của magma trong khi đi lên qua lớp vỏ lục địa. Hai kiểu hỗn nhiễm này có thể phân biệt với nhau bằng hình dáng của đường cong hoà trộn trên biểu đồ tương quan đồng vị Sr-O (Hình 6.3).

Hình 6.3. Biểu đồ hoà trộn giả thuyết minh hoạ sự ảnh hưởng của các quá trình hỗn nhiễm nguồn và hỗn nhiễm vỏ tới nồng độ đồng vị Sr và O trong dung thể manti. Nguồn manti (A) có ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0,703 và d¹⁸O = 6,0⁰/₀₀; nguồn gây hỗn nhiễm (contaminant) (B) có ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0,710 và d¹⁸O = 12⁰/₀₀. Các trị số ghi trên đường cong thể hiện tỉ lệ so sánh của (Sr trong manti): (Sr trong nguồn gây hỗn nhiễm). Khi tỉ lệ này < 1,0 thì đường cong hoà trộn lõm về phía dưới, còn khi tỉ lệ này > 1,0 đường cong hoà trộn lồi lên trên.

Khi nguồn gây hỗn nhiễm (contaminant) giàu Sr so với manti, nhưng chiếm tỉ lệ khá nhỏ so với toàn thể, thì sự hỗn nhiễm trên biểu đồ hoà trộn ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr - d¹⁸O tạo nên đường cong hỗn hợp lõm về phía dưới. Điều này do vật liệu vỏ không chỉ giàu Sr so với manti, mà tỉ lệ ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr của chúng cũng lớn hơn trong manti. Tuy nhiên, do hàm lượng của oxy trong tất cả các đá gần tương tự nhau, nên không có sự tăng ồ ạt tỉ lệ đồng vị oxy của dung thể dẫn xuất.

Trường hợp nếu dung thể giàu Sr so với nguồn gây hỗn nhiễm và chiếm tỉ lệ tương đối cao, thì các thành phần trên biểu đồ Sr-O sẽ tạo nên đường cong hỗn hợp lồi về phía trên. Đó là do dung thể bắt nguồn từ manti di chuyển qua vỏ lục địa.

Tuy nhiên, sự hỗn nhiễm vỏ hiếm khi là quá trình hoà trộn đơn giản mà thường bao gồm ba hợp phần: dung thể, pha lắng đọng tích tụ và nguồn gây hỗn nhiễm. Đây là quá trình AFC (đồng hoá và kết tinh phân đoạn) lần đầu tiên Bowen đưa ra. Quá trình AFC có thể nhận diện được trên biểu đồ tương quan đồng vị oxy - đồng vị phóng xạ nhờ đường cong hoà trộn có dạng chữ S.

Các thành tạo magma không bị hỗn nhiễm vỏ sẽ mang đặc điểm đồng vị phóng xạ của miền nguồn, vì các tỉ số đồng vị phóng xạ không bị biến đổi trong quá trình kết tinh phân đoạn. Trong khi đó tỉ lệ đồng vị oxy lại ít nhiều có sự thay đổi trong quá trình kết tinh phân đoạn. Điêù này được chứng minh trong nghiên cứu phức hệ pluton phân dị cao thuộc cung đại dương (Chivas, 1982). Trong các đá này tỉ lệ đồng vị oxy thay đổi từ d¹⁸O = 5,4⁰/₀₀ trong gabro tới d¹⁸O = 7,2‰ trong đaicơ aplit. Sự tăng trưởng d¹⁸O đi cùng với tăng hàm lượng SiO₂ (một đại lượng chỉ mức độ phân dị). Ngược lại tỉ lệ ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ở đây lại không có mối tương quan nào với SiO₂ hoặc với d¹⁸O.