Thủy hóa là gì? Các công bố khoa học về Thủy hóa

Các phân tích đồng vị của 75 mẫu từ Samail ophiolite chỉ ra rằng sự trao đổi thủy nhiệt dưới nhiệt độ nóng chảy phổ biến với nước biển xảy ra trên bề mặt 75% của đoạn vỏ đại dương dày 8km này; địa phương, H2O thậm chí còn thâm nhập vào peridotite bị nứt gãy. Các dung nham gối (δ18O = 10.7 đến 12.7) và các dãy tường lót (4.9 đến 11.3) thường giàu 18O, và gabbro (3.7 đến 5.9) bị thiếu 18O. Trong những đá này, tỷ lệ nước/đá ≤ 0.3, và δ18Ocpx ≈ 2.9 + 0.44 δ18Ofeld, chỉ ra sự mất cân bằng đồng vị rõ rệt. Các giá trị δ18O của khoáng chất theo quỹ đạo trao đổi (trộn lẫn) cần điều chỉnh rằng plagioclase phải trao đổi với H2O khoảng 3 đến 5 lần nhanh hơn clinopyroxene. Giá trị δ18Ofeld tối thiểu (3.6) xuất hiện khoảng 2.5 km dưới tiếp xúc diabase-gabbro. Mặc dù những plagioclase trong gabbro dường như không thay đổi dưới khía cạnh petrograhy, oxy của chúng đã được trao đổi triệt để; sự vắng mặt của các khoáng chất thủy hóa, ngoại trừ talc và/hoặc amphibole nhỏ, cho thấy rằng sự trao đổi này xảy ra ở T > 400°–500°C. Các giá trị δ18O của plagioclase tăng lên theo từng mức từ các giá trị tối thiểu của chúng, trở nên trùng khớp với các giá trị nhiệt độ thấp của sơ cấp gần tiếp xúc với gabbro – diabase lót dày đặc và đạt đến 11.8 trong dãy dày. Sự giàu 18O trong các diabase thuộc phaco xanh một phần là do sự trao đổi với các chất lỏng mạnh đã bị dịch 18O, ngoài ra còn do trao đổi ngược ở nhiệt độ thấp hơn nhiều. Dữ liệu δ18O và hình học của buồng magma sống núi đại dương (MOR) đòi hỏi rằng phải có hai hệ thống thủy nhiệt không liên kết trong suốt phần lớn lịch sử trải rộng ban đầu của vỏ đại dương (khoảng 106 năm đầu); một hệ thống tập trung trên trục sống núi và có thể liên quan đến một số tế bào đối lưu tuần hoàn xuống đến mái của buồng magma, trong khi hệ thống khác hoạt động dưới cánh của buồng, trong các gabbro phân lớp. Sự phun nước dịch chuyển 18O lên trên vào các dãy đã thay đổi từ hệ thống dưới, ngay bên cạnh mép xa của buồng magma, kết hợp với sự tác động của hoạt động thủy nhiệt T thấp tiếp tục, tạo ra sự giàu 18O trong phức hợp dày đặc. Tích hợp δ18O như một hàm theo độ sâu cho toàn bộ ophiolite thiết lập (trong lỗi phân tích và địa chất) rằng trung bình δ18O (5.7 ± 0.2) của vỏ đại dương không thay đổi kết quả từ tất cả các tương tác thủy nhiệt này với nước biển. Do đó sự thay đổi thuần trong δ18O của nước biển cũng bằng không, chỉ ra rằng nước biển được đệm bởi vòng đối lưu thủy nhiệt MOR. Dưới điều kiện ổn định, tỉ lệ đồng vị 18O tổng thể giữa các đại dương và magma bazan sống núi giữa đại dương được tính toán là +6.1 ± 0.3, ngụ ý rằng nước biển có một giá trị δ18O không đổi ≈−0.4 (trong sự vắng mặt của các hiệu ứng nhất thời như băng hà lục địa). Sử dụng các dữ liệu mới này về độ sâu tương tác của nước biển với vỏ đại dương, mô hình hóa số học của sự trao đổi thủy nhiệt chỉ ra rằng miễn là tốc độ lan rộng toàn cầu lớn hơn 1 km2/yr, sự đệm 18O của nước biển sẽ xảy ra. Các kết luận này có thể được mở rộng trở lại thời điểm đầu như là Archean (> 2.6 eon) với sự phòng ngừa rằng Δ có thể đã nhỏ hơn một chút (khoảng 5?) do các nhiệt độ tổng quát cao hơn có thể đã xảy ra khi đó. Do đó, nước biển có thể đã có một giá trị δ18O không đổi khoảng −1.0 đến +1.0 trong hầu như toàn bộ lịch sử của trái đất.