Trong mọi nỗ lực nhằm xây dựng lại lịch sử các sự kiện diễn ra trong môi trường như tốc độ trầm tích và xói mòn đất, sự axit hóa nước bề mặt, nhiễm bẩn kim loại vết hoặc các nguyên tố phóng xạ v.v... dựa vào trầm tích đều đòi hỏi việc định tuổi địa chất tin cậy. Dựa trên các thành tựu mới về công nghệ thu nhận và xử lý các tín hiệu hạt nhân, kỹ thuật xác định tuổi địa chất bằng các đồng vị phóng xạ đã đáp ứng đầy đủ các yêu cầu đặt ra và do đó, nó đƣợc ứng dụng rộng rãi trong hầu hết các lĩnh vực nghiên cứu hiện nay. Trong số các đồng vị, đƣợc sử dụng nhiều nhất để xác định tuổi trầm tích trẻ là 210Pb.
Đồng vị 210 Pb có thể đƣợc xác định thông qua phân tích đồng vị con 210Po dựa trên sự thu nhận phổ alpha, với giả thiết cân bằng phóng xạ giữa 2 đồng vị này đạt được. Trong đa số trường hợp, giả thiết này là thỏa mãn được đối với trầm tích [5], [46].
1.5.1. Xác định tuổi tuyệt đối của trầm tích
Đồng vị 210Pb (T1/2= 22,26 năm) là một trong số các đồng vị trong dãy phân rã phóng xạ uran. Sự mất cân bằng giữa 210Pb và đồng vị mẹ của nó, 226Ra (T1/2 = 1600 năm), nảy sinh do sự khuếch tán của đồng vị phóng xạ khí trung gian 222Rn. Radon có thể thoát khỏi mặt đất do sự giật lùi của hạt nhân khi phát a, hoặc do sự khuếch tán với tốc độ trung bình khoảng 42 nguyên tử trong 1 phút đối với 1 cm2 bề mặt trái đất.
Trong khí quyển, 222Rn phân rã thành 210Pb qua một loạt các đồng vị sóng ngắn, và sau đó 210Pb rơi trở lại mặt đất. Khi rơi lắng xuống mặt nước, bụi phóng xạ 210Pb bị hấp thụ trên các hạt trầm tích trong nước hồ hoặc nước biển, lắng đọng xuống đáy và sau đó bị vùi xuống các lớp sâu hơn do sự tích lũy trầm tích liên tục. Sự vƣợt trội của
210Pb so với lƣợng cân bằng với 226Ra theo qui luật phân rã phóng xạ đƣợc ứng dụng để
Vũ Tiến Thành Lớp K24 - Hóa phân tích
21
đánh giá tuổi trầm tích. Các nguyên tắc cơ bản tương tự cũng có thể được dùng để xác định tuổi bất kỳ môi trường nào đang tích tụ dần, miễn là chúng nhận được nguồn 210Pb từ khí quyển.
Lượng 210Pb vượt trội so với 226Ra thường được ký hiệu là 210Pbexc. Lớp trầm tích tại bề mặt tiếp xúc bùn/nước sẽ nhận được sự bổ sung 210Pbexc từ khí quyển cho đến khi bị các lớp trầm tích khác phủ lên. Khi không còn đƣợc bổ sung thêm 210Pb, lƣợng 210Pbexc trong lớp trầm tích sẽ giảm đi theo quy luật hàm mũ. Nếu ký hiệu F (Bq.cm-2.y-1) là thông lƣợng rơi lắng 210Pb từ khí quyển, tốc độ cung cấp 210Pb cho lớp trầm tích sẽ là:
P = h F (b.1)
Trong đó h là hệ số vận chuyển 210Pb từ không khí vào trầm tích, có độ lớn phụ thuộc vào các quá trình địa vật lý và địa hoá. Nếu ký hiệu r (g.cm-2.y-1) là tốc độ cung cấp trầm tích, hoạt độ 210Pbexc ban đầu của lớp trầm tích sẽ là:
Co = P/r = hF/r (b.2)
Giả sử các quá trình diễn ra sau khi trầm tích lắng đọng không làm thay đổi đáng kể sự phân bố ban đầu của 210Pbexc cũng nhƣ phân bố trầm tích, hoạt độ 210Pbexc còn lại sau khoảng thời gian t sẽ tuân theo quy luật sau:
C = Coe-lt (b.3) Trong đó, l là hằng số phân rã phóng xạ của 210Pb.
l = ln(2)/22.26 ằ 0.03114 y-1 (b.4)
Khi đo đƣợc hoạt độ phóng xạ 210Pbexc của lớp trầm tích, có thể xác định đƣợc tuổi t của trầm tích nếu biết hoạt độ ban đầu Co. Hoạt độ Co đƣợc suy ra từ một số giả thiết tương ứng với các điều kiện thực tế. Một trong các mô hình đơn giản nhất được trình bày ở phần tiếp sau.
Nhiều nghiên cứu đã cho thấy rằng, trong một vùng không quá lớn để dẫn đến sự khác biệt về điều kiện khí tƣợng, thông lƣợng rơi lắng 210Pb có thể thăng giáng đáng kể trong từng khoảng thời gian ngắn, nhƣng nó không thay đổi nhiều hàng năm và có thể xem là không đổi. Nếu như môi trường lưu vực ổn định trong thời gian cần nghiên cứu, thì tốc độ cung cấp trầm tích sẽ không đổi. Kết quả là hàm lƣợng 210Pbexc tại thời điểm ban đầu của các lớp trầm tích Co = P/r không đổi.
Vũ Tiến Thành Lớp K24 - Hóa phân tích
22 Co = C(0) (b.5)
Trong đó C(0) là hàm lƣợng 210Pbexc trong lớp trầm tích bề mặt. Hàm lƣợng 210Pbexc của lớp trầm tích tuổi t sẽ là:
e t
C x
C( ) (0) (b.6) Từ đó, tuổi t của lớp trầm tích độ sâu x đƣợc xác định bởi biểu thức (b.7), dựa trên hàm lƣợng 210Pbexc của lớp bề mặt C(0) và của lớp trầm tích quan tâm C(x).
) (
) 0 ln ( 1
x C t C
(b.7)
1.5.2. Phương pháp xác định tốc độ sa lắng trầm tích sử dụng kỹ thuật 210Pb, 210Po Các đồng vị 210Pb và 210Po là đồng vị phóng xạ tự nhiên thuộc chuỗi phóng xạ
238U (xem sơ đồ phân rã dưới đây).
Đồng vị 238U trong tự nhiên nói chung phân bố khá đều trong lớp vỏ trái đất (trừ một số ít trường hợp tập trung thành mỏ phóng xạ mà ta không xét ở đây), đồng vị 238U có chu kỳ bán hủy dài tới hàng tỷ năm, nó bắt đầu phân ra sinh ra các sản phẩm con cháu là chất rắn cho đến đồng vị 226Ra. Các sản phẩm phân rã này sinh ra từ 238U tồn tại luôn trong đất đá bên cạnh 238U và sau một thời gian dài, hoạt độ phóng xạ của các đồng vị này là bằng với hoạt độ của đồng vị mẹ là 238U. Đồng vị tiếp theo sau 226Ra là chất khí trơ có tính phóng xạ gọi là 222Rn. Do 222Rn là ở dạng khí trơ, không bị bắt giữ bởi các phản ứng hóa học nên nó có tính linh động cao. Các chất khí phóng xạ 222Rn sinh ra ở lớp ngoài cùng của cấu trúc vật chất chứa 226Ra dễ dàng thoát khỏi pha rắn và đi vào môi trường không khí hoặc nước. 222Rn thoát ra từ 226Ra có thể tập trung cao trong các khe nứt, hang động và các dòng suối ngầm. Khi trong lòng đất có hiện tƣợng đứt gẫy, có thể có một lượng lớn 222Rn thoát ra lên mặt đất và người ta có thể sử dụng mối liên hệ này để dự đoán động đất. Về tổng thể, nhƣ đã trình bày thì nồng độ 222Ra trên bề mặt đất là khá đồng đều nên lƣợng 222Rn tốc độ thoát ra bay vào khí quyển là ổn định ở các lục địa của thế giới. Hiện tƣợng dãn nở mặt đất do nóng lạnh trong một
Vũ Tiến Thành Lớp K24 - Hóa phân tích
23
ngày, do độ xốp của đất làm tốc độ xả khí 222Rn có thay đổi, nhƣng về dài hạn thì tốc độ bổ cập Rn-222 vào khí quyển là không đổi. 222Rn (chu kỳ bán hủy là 3,8 ngày) trong khí quyển tiếp tục bị phân rã tạo nên các sản phẩm phóng xạ con cháu là chất rắn nhƣ
214Pb, 214Bi và 210Pb. Các sản phẩm này bị hấp thụ bởi son khí, bụi khí và dần dần lắng đọng xuống mặt đất và mặt nước. Như vậy có thể hiểu tốc độ bổ cập Pb-210 vào môi trường đất và nước là không đổi. Về chi tiết có thể mô tả quá trình bổ cập này thành nhiều bước: 210Pb bám vào son khí, bụi khí lắng đọng xuống mặt đất và mặt nước và đi xuống đáy biển (do lắng đọng) một cách từ từ. 210Pb bị rửa trôi do mƣa, sau khi rơi xuống mặt đất tiếp tục bị rửa trôi và di chuyển qua suối, sông và ra đến cửa biển.
Tốc độ trầm tích có thể hiểu là lƣợng của cách vật chất vô cơ và hữu cơ bị lắng đọng dưới tác động của nước trong một khoảng thời gian đã cho. Thuật ngữ trầm tích có thể hiểu là sự tích tụ theo chiều thẳng đứng trong một khoảng thời gian (cm/năm) hoặc mật độ chất trầm tích trên một đơn vị diện tích trong một khoảng thời gian hay gọi là tích tụ trầm tích khối (g/cm2/năm).
Mô tả sự thay đổi tốc độ tích tụ theo chiều thẳng đứng (cm/năm) là rất có ý nghĩa để đánh giá sự thay đổi chức năng và tình trạng vùng cửa sông. Việc tăng lên một cách rõ nét tốc độ trầm tích theo chiều thẳng đứng có thể phản ánh sự tăng tốc độ xói mòn của lưu vực hoặc tăng các trầm tích hữu cơ trong vùng cửa sông, điều này sẽ dẫn đến sự thay đổi về địa mạo và quần thể sinh vật đáy.
Tốc độ tích tụ trầm tích khối là phép đo phù hợp cho trường hợp có sự thay đổi mật độ chất trầm tích theo chiều sâu. Điều rất có ý nghĩa khi trầm tích có sự thay đổi sự gắn kết (độ đông chặt) hoặc trầm tích có sự thay đổi về thành phần [5], [46].