III. ĐồNG Vị PHóNG Xạ TRONG NGHIÊN CứU THạCH LUậN NGUồN GốC.
c- Hệ thống U-T h Pb.
Nói theo nghĩa hẹp, U và th cũng là những nguyên tố đất hiếm, mặc dù chúng thuộc nhóm Actinit (chứ không phải là nhóm Lanthanid). Cả hai nguyên tố U và Th đều có hóa trị +4, nhng trong điều kiện oxy hóa (nh trên bề mặt Trái đất) U có thể có hóa trị +6 thay đổi từ 0,73A0 tới 0,86A0. Th+4 có bán kính ion = 0,94A0. Do bán kính ion tơng đối lớn và điện tích cao, nên U và Th không dễ dàng đi vào các ô mạng tinh thể của phần lớn các khoáng vật tạo đá; bởi vậy cả hai nguyên tố U và Th đều là những nguyên tố không tơng hợp cao. Th tơng đối ỳ (không linh động) trong hầu hết các trờng hợp. U+4 không hòa tan, còn U+6 lại bền vững trong nhiều điều kiện trên bề mặt Trái đất và tạo nên các phức anion dễ hòa tan (UO2-2), vì vậy U có thể khá linh động.
Ngoài ra, U và Th có thể tạo nên những khoáng vật của riêng mình trong các đá trầm tích (uranit và thorit), nhng rất hiếm gặp. Trong các đá magma và biến chất, U và Th hoặc là phân tán nh các nguyên tố vết trong các khoáng vật tạo đá chính, hoặc tập trung các khoáng vật phụ (nh zircon, monazit, apatit, sphen, …). Cả U và Th đều là những nguyên tố bền vững cao và bởi vậy tỷ số Th/U của Trái đất tơng tự nh của chondrit, mặc dù quan niệm này còn đợc tranh luận thêm.
Địa hóa học của Pb cha đợc hiểu biết rõ nh U và Th. Pb là nguyên tố tơng đối dễ bay hơi, bởi vậy hàm lợng của nó trong Trái đấy thấp hơn nhiều so với chondrit. Pb cũng là nguyên tố calcophil. Nếu nh nhân Trái đất có chứa S nh là nguyên tố nhẹ, thì có khả năng nhiều Pb của Trái đất nằm trong nhân (tuy nhiên chúng ta không thể phân biệt đợc sự mất Pb từ Trái đất do tính bay hơi của nó với sự mất Pb từ hợp phần silicat của Trái đất do sự chiết tách vào trong nhân).
Pb có thể tồn tại ở 2 mức hóa trị: Pb+2 và Pb+4. Pb+2 là trạng thái phổ biến nhất, còn Pb+4 hiếm hơn và chỉ giới hạn trong các dung dịch kiềm cao và oxy hóa. Bán kính ion của Pb+2 = 1,19A0ữ 1,21A0.
Do kích thớc ion lớn Pb là nguyên tố không tơng hợp, mặc dù mức độ không tơng hợp không lớn nh U và Th. Khoáng vật Pb phổ biến nhất là galen (PbS). Trong các khoáng vật silicat, Pb thờng thay thế cho kali (bán kính ion 1,33A0) đặc biệt trong felspat kali. Phần lớn các hợp chất của Pb gặp trong tự nhiên rất khó hòa tan trong hầu hết các điều kiện, do đó Pb thờng không linh
động. Tuy nhiên, trong điều kiện nhiệt độ cao và độ pH thấp các phức chất clorit Pb và sulphat Pb trở nên hòa tan một phần và Pb đợc vận chuyển trong các dung dịch nhiệt dịch.
Mặc dù Pb là nguyên tố không tơng hợp kém hơn U và Th, cả 3 nguyên tố này đều xuất sinh từ manti và tập trung ở trong vỏ với mức độ gần nh nhau. Hệ thống đồng vị U - Th - Pb là công cụ hữu hiệu nhất trong nghiên cứu địa niên đại. Nguyên nhân của khả năng đặc biệt đó đơn giản là có 3 sơ đồ phân rã hạt nhân cho 3 đồng vị Pb, và đặc biệt là có hai đồng vị U phân rã ra Pb với chu kỳ bán phân rã rất khác nhau. Điều này rất quan trọng bởi lẽ các quá trình hóa học không làm thay đổi tỷ số của hai đồng vị U với nhau và cũng không làm thay đổi tỷ số của hai đồng vị Pb với nhau.
Phơng trình phân rã hạt nhân đối với mỗi một trong hai hệ thống phân rã U nh sau: Pb207 = U235 (eλ1t −1) Pb206 = U238 (eλ2t −1) ( ) ( 1) 1 2 1 238 235 206 207 − − = t t e U e U Pb Pb λ λ
hiện nay, tỷ số đồng vị U mọi nơi đều nh nhau (
88 , 137 1 238 235 = U U ), nên: ( ) ( 1) 88 , 137 1 2 1 206 207 − − = t t e e Pb Pb λ λ
Trong thực tế điều này có ý nghĩa là tuổi hoàn toàn độc lập với tỷ số đồng vị mẹ/con, tức là chúng ta không cần phải đo tỷ số này. Tuy nhiên, điều cần thiết nhất là hệ thống đồng vị phải đóng kín.
Có hai điều cần lu ý khi sử dụng hệ thống đồng vị U - Pb:
1- Tính dễ hòa tan của U trong điều kiện oxy hóa thờng dẫn tới tính linh động của nó (hệ thống mở), trong đới phong hóa. Điều này thờng đợc nhận thức rằng tuổi đồng vị U - Pb là giả mạo còn tuổi đồng vị Pb - Pb chính xác hơn. Tr- ờng hợp này xem nh là hệ quả của tính linh động của U hiện tại do sự xâm thực của đá trong đới phong hóa.
2- Các tỷ số đồng vị mẹ/con chịu sự thay đổi trong quá trình hình thành magma. Khi sự nóng chảy xảy ra, các tỷ số đồng vị U và Pb trong magma sẽ giống hệt nh tỷ số đồng vị của nguồn (do các đồng vị của nguyên tố hoàn toàn nh nhau về mặt hóa học), nhng các tỷ số U/Pb (và Th/Pb) sẽ thay đổi (do hành vi địa hóa của U và Pb khác biệt nhau). Bởi vậy các sơ đồ xác định tuổi đồng vị truyền thống về cơ bản không thể cung cấp những thông tin địa niên đại hữu ích về nguồn magma. Tuy nhiên, phơng pháp xác định tuổi đồng vị Pb - Pb có thể, ít ra về mặt nguyên tắc, cung cấp những thông tin hữu ích, bởi lẽ các tỷ số đồng vị Pb của magma đại diện cho miền nguồn và phơng pháp này không phụ thuộc vào các tỷ số đồng vị mẹ/con. Cần lu ý rằng, mẫu đại diện cho thành phần đồng vị của nguồn, nhng không đại diện cho đặc trng hóa học nguyên tố của nguồn. Mối liên quan giữa các tỷ số đồng vị Pb trong magma xuất sinh từ manti đ a đến kết luận là tính không đồng nhất (heterogeneity) trong manti chắc hẳn là đã xuất hiện khoảng 1 ữ 2 tỷ năm trớc đây. Đây là điều kiện cực kỳ quan trọng không chỉ đối với sự tiến hóa hóa học của manti, mà còn đối với động lực học dung dịch nữa.
Hệ thống đồng vị U - Pb trở nên vô cùng hiệu quả khi sử dụng đồng bộ các phơng pháp U238 - Pb206, U235 - Pb207 và Pb207 - Pb206. Trong nhiều trờng hợp, khi sử dụng khái niệm “hệ thống mởẽ nhận đợc giá trị tuổi kết tinh ban đầu.