địa kiến tạo Nguyễn xuân Bao

Địa kiến tạo nghiên cứu các cấu tạo của các quyển nằm trên của Trái Đất vỏ và manti trên, sự vận động của chúng trong không gian và thời gian.. Kay,… Vào nửa sau thế kỉ 20 những thành t

0

ĐẠI HỌC QUỐC GIA TP HỒ CHÍ MINH TRƯỜNG ĐẠI HỌC BÁCH KHOA KHOA KỸ THUẬT ĐỊA CHẤT VÀ DẦU KHÍ

Nguyễn Xuân Bao & Dương Văn Cầu

ĐỊA KIẾN TẠO

Tp Hồ Chí Minh, 2012

1

MỤC LỤC

MỞ ĐẦU 3

CHƯƠNG 1- KIẾN TẠO MẢNG 6

1.1- THUYÊ ́ T TA ́ CH DA ̃ N ĐA ́ Y BIÊ ̉ N 6

1.2- CÂ ́ U TA ̣ O TRA ́ I ĐÂ ́ T 6

1.3 TA ́ CH DA ̃ N ĐA ́ Y BIÊ ̉ N 9

1.4- CA ́ C RANH GIƠ ́ I MA ̉ NG 9

1.4.1 Các ranh giới phân kì (các sống đại dương) 10

1.4.2 Các đứt gãy chuyển dạng và các đới khe nứt 12

1.4.3 Các chỗ giáp nối chạc ba (Triple junctions) 13

1.4.4 Các ranh giới hội tụ (các đới chúc chìm) 15

1.4.5 Các ranh giới va chạm (collisional boundaries) 17

1.4.6 Các tương tác giữa mảng và sống 18

1.5 CHU KI ̀ WILSON 20

1.6 CA ́ C LƯ ̣ C TRUYÊ ̀ N ĐÔ ̣ NG MA ̉ NG 21

1.7 ĐI ̣ A TƯ ̀ (GEOMAGNETISM) 22

1.7.1 Sự từ hóa đá (rock magnetization) 22

1.7.2 Các đảo ngược trong từ trường Trái Đất 25

1.7.3 Nghiên cứu cổ từ (paleomagnetism) 25

1.8 CA ́ C ĐIÊ ̉ M NO ́ NG (HOTSPOTS) VA ̀ CA ́ C PLUM (PLUMES) 26

CHƯƠNG 2- VỎ TRÁI ĐẤT 30

CHƯƠNG 3- CÁC BỐI CẢNH KIẾN TẠO 34

3.1 CA ́ C SÔ ́ NG ĐA ̣ I DƯƠNG 34

3.2 OPHIOLIT 36

3.2.1 Khái quát 36

3.2.2 Bối cảnh kiến tạo và sự xâm vị (emplacement) của ophiolit 37

3.2.3 Sự tạo thành ophiolit 39

3.3 CA ́ C BÔ ́ I CA ̉ NH KIÊ ́ N TA ̣ O LIÊN QUAN ĐÊ ́ N CA ́ C PLUM (PLUMES) MANTI 42

3.3.1 Các cao nguyên ngầm dưới biển và các sống phi địa chấn (aseismic ridges) 42

3.3.2 Các basalt lũ (flood basalt) lục địa 43

3.3.3 Các đảo núi lửa 44

3.3.4 Các chùm (swarm) dyke mafic khồng lồ 45

3.4 CA ́ C CRATON VA ̀ CA ́ C RI ̀ A THU ̣ ĐÔ ̣ NG 49

3.5 CA ́ C RIFT LU ̣ C ĐI ̣ A 51

3.5.1 Các đặc điểm chung 51

3.5.2 Các tổ hợp đá 51

3.5.3 Sự phát triển và tiến hóa của rift 52

3.5.4 Các cơ chế sinh rift 56

3.6 CA ́ C HÊ ̣ THÔ ́ NG CUNG 57

3.6.1 Các tổ hợp đá liên quan đến chúc chìm 57

3.6.2 Các đới chúc chìm ứng suất cao và ứng suất thấp 63

3.6.3 Các quá trình ở cung 64

2

3.6.4 Hoạt động biến chất áp suất cao 67

3.6.5 Các đá magma 68

3.6.6 Sự thay đổi thành phần của các magma ở cung 70

3.7 CA ́ C ĐAI TA ̣ O NU ́ I (OROGENS) 71

3.7.1 Hai kiểu tạo núi 71

3.7.2 Các tổ hợp đá tạo núi 74

3.7.3 Các yếu tô kiến tạo của một đai tạo núi va chạm 75

3.7.4 Các đới khâu (sutures) 78

3.7.5 Các bồn tiền xứ và nội xứ 78

3.7.6 Dãy Himalaya 79

3.7.7 Các kịch bản va chạm lí tưởng hóa 80

3.8 CA ́ C BO ́ I CA ̉ NH KIÊ ́ N TA ̣ O KHÔNG RO ̃ 82

3.8.1 Các granit phi tạo núi (anorogenic granites) 82

3.8.2 Các đá lục Archei 84

3.9 CA ́ C TI ́ CH TU ̣ KHOA ́ NG VA ̀ NĂNG LƯƠ ̣ NG 89

3.9.1 Khái quát 89

3.9.2 Các khoáng tích (mineral deposits) 90

3.9.3 Các tích tụ năng lượng 94

CHƯƠNG 4- MANTI VÀ NHÂN TRÁI ĐẤT (TÓM TẮT) 95

CHƯƠNG 5- TIẾN HÓA VỎ VÀ MANTI (TÓM TẮT) 102

CHƯƠNG 6- SỰ HÌNH THÀNH CỦA VŨ TRỤ, THÁI DƯƠNG HỆ VÀ TRÁI ĐẤT (TÓM TẮT) 107

CHƯƠNG 7: TIẾN HÓA KIẾN TẠO TRÁI ĐẤT 109

EXPANDING EARTH AND PANGAEA THEORY 114

3

MỞ ĐẦU

ịa kiến tạo là khoa học về cấu tạo Trái Đất và sự tiến hóa của nó Địa

kiến tạo nghiên cứu các cấu tạo của các quyển nằm trên của Trái Đất (vỏ

và manti trên), sự vận động của chúng trong không gian và thời gian Nhiệm vụ của địa kiến tạo bao gồm việc xác lập trình tự, thời gian và điều kiện thành tạo các cấu tạo và các tổ hợp thạch-kiến tạo, cũng như cung cấp cơ sở để nghiên cứu các lĩnh vực khác của địa chất học: địa tầng,thạch luận,… và các kiến thức cần thiết trong việc tìm kiếm, thăm dò, khai thác khoáng sản, điều tra địa chất thủy văn, địa chất công trình và cảnh báo các tai biến thiên nhiên

Lịch sử phát triển môn địa kiến tạo đã trải qua nhiều giai đoạn với những học

thuyết và trường phái khác nhau, tranh chấp nhau gay gắt Tất cả đều nhằm giải thích các hiện tượng địa chất và tìm ra nguyên nhân gây ra chúng

Từ nửa cuối thế kỉ 17 đã diễn ra cuộc tranh cãi kéo dài giữa thuyết “thủy thành” (neptunism) và thuyết “hỏa thành” (plutonism) Thuyết thủy thành do

A.G.Werner đại diện cho rằng hoạt động của vỏ Trái Đất chủ yếu do các quá trình ngoại sinh, trước hết do tác dụng hòa tan của nước Trái lại, thuyết hỏa thành do J.Hutton chủ trương lại nhấn mạnh vai trò chủ yếu của tác nhân nội sinh ở bên trong Trái Đất, đặc biệt là sự dâng lên của các dung nham magma Đầu thế kỉ 19

nổi lên thuyết “dâng lên” (upwelling) do Lomonosov đề xướng mà thực chất là

một môn phái của thuyết hỏa thành Ông cho rằng động đất gây ra sự nâng lên hạ xuống các khu bề mặt trái đất, sự di chuyển các đường bờ, sự xuất hiện và biến mất các dãy núi, các đảo và các lục địa

Đến cuối thế kỉ 19 thuyết nâng lên suy yếu nhường chỗ cho thuyết “co rút”

(contraction) dựa trên thuyết hình thành vũ trụ của Kant-Laplace, tức là quan niệm Trái Đất co rút thể tích do nguội lạnh khiến vỏ bị biến dạng và sinh ra các hệ uốn

nếp Giai đoạn này cũng bắt đầu hình thành thuyết địa máng (geosyncline) của James Hall và James D Dana và thuyết đẳng tĩnh (isostasy) của Dutton, H Pratt

và G B Airy

Sang đầu thế kỉ 20 thuyết co rút lâm vào khủng hoảng khi các nhà vũ trụ học

cho rằng Trái Đất không phải ngày càng nguội đi mà trái lại ngày càng nóng lên do

sự phân rã phóng xạ trong lòng Đất Thay vào đó lại có thuyết khác như thuyết

“dòng dưới vỏ” (under-crust flow) của O Ampherer, thuyết “mạch động” (pulsation) của V Bukher và cả thuyết “dãn nở” (broadening) của B Lindeman, O Hingenberg,… Các thuyết này đều nằm trong phạm trù thuyết “tĩnh” (fixism), đối lập với thuyết “động” (mobilism) do F Taylor và A Wegener đề xướng Nhưng

Đ

R W van Bemmelen Đồng thời giai đoạn này còn chứng kiến sự phồn thịnh và

thống trị của học thuyết về “các nền và địa máng” với các học giả nổi tiếng như

A D Arkhangelsky, N C Shatsky, A V Peive, A L Yanshin, A A Bogdanov,

M V Muratov, V E Khain, H Stille, J M Kay,…

Vào nửa sau thế kỉ 20 những thành tựu có tính đột phá của cuộc cách mạng

khoa học-kĩ thuật-công nghệ đã dẫn tới các phát kiến quan trọng về nhiều vấn đề thiết yếu của kiến tạo học như: vỏ đại dương và hệ thống sống núi giữa đại dương,

sự tồn tại của quyển mềm trong manti trên, sự đảo ngược có tính chu kì của từ trường Trái Đất, các dị từ dạng tuyến đẳng thời và cách đều ở hai bên các sống đại dương,… Những phát hiện này làm lung lay tận gốc thuyết tĩnh và làm hồi sinh

thuyết động, hình thành “thuyết động mới” (neomobilism) còn được gọi là “kiến

tạo toàn cầu” (Global Tectonics) vì bao trùm việc nghiên cứu trên toàn thể các lục

địa và các đại dương, hoặc “kiến tạo mảng” (Plate Tectonics) vì cho rằng phần bên

ngoài Trái Đất gồm các mảng thạch quyển không ngừng chuyển động tương tác với nhau Các mảng sinh ra ở các sống núi giữa đại dương và tiêu biến đi ở các rìa mảng hội tụ, nơi phát sinh động đất, các hoạt động magma, biến dạng và tạo núi Kiến tạo mảng hiện đại có khả năng động viên và liên kết nhiều bộ môn khoa học

để kiến giải hợp logic không những các thực thể địa chất mà cả nguồn gốc, các nhân tố và cơ chế thành tạo của chúng, cũng như các mối liên quan và tương tác trong bốn chiều không gian và thời gian, tức là nhận biết được thực chất các quy luật kiến tạo và sinh khoáng, điều mà học thuyết địa máng trước đó chưa giải quyết được Trong số các học giả tiên phong mô tả kiến tạo mảng có thể kể J T Wilson,

R S Dietg, H H Hess, B Isacks, J Oliver, L R Sykes, Le Pichon, W J Morgan, F J Vine, D H Matthews, J F Dewey, Ngày nay kiến tạo mảng chiếm địa vị độc tôn trên toàn thế giới trong lúc kiến tạo địa máng đã trở nên lỗi thời và hầu như bị quên lãng

Giáo trình Địa Kiến tạo này do đó bỏ qua việc trình bày các khái niệm và thuật

ngữ kiến tạo theo thuyết nền và dịa máng lỗ thời mà tập trung vào việc cung cấp

những kiến thức hiện đại cơ bản về: kiến tạo mảng, vỏ Trái Đất, các bối cảnh kiến

tạo, manti và nhân của Trái Đất, sự tiến hóa của vỏ và manti, tiến hóa kiến tạo khu vực của thế giới và của Việt Nam Nó được biên soạn chủ yếu dựa vào quyển

“Plate tectonics and crustal evolution” xuất bản lần thứ tư vào năm 1997 của GS

5

Kent C Condie, trong đó có phần chỉ trình bày tóm tắt hoặc lược bỏ, bù lại rải rác

có bổ sung hoặc điều chỉnh đôi điều thích hợp Phần lớn các hình vẽ được trích từ nguồn Internet

6

Chương 1- KIẾN TẠO MẢNG

1.1- THUYẾT TÁCH DÃN ĐÁY BIỂN

Có hai giả thuyết kiến tạo mảng là:

- Lớp bên ngoài Trái Đất, gọi là thạch quyển (lithosphere), có bản chất cứng rắn nằm trên lớp yếu hơn trong manti, gọi là quyển mềm (asthenosphere)

- Thạch quyển bị vỡ ra thành một số mảng, chúng chuyển động so với nhau và liên tục thay đổi về hình dáng và kích thước (H.1.1)

Tiền thân của kiến tạo mảng là thuyết “tách dãn đáy biển” (seafloor spreading)

cho rằng thạch quyển mới được tạo thành ở các sống đại dương(ocean ridges) và chuyển động ra khỏi trục sống với một chuyển động giống như một băng tải trong khi thạch quyển mới lấp đầy trong khe nứt hoặc rift đang hình thành Thạch quyển đại dương sinh ra bao nhiêu ở sống đại dương thì bị cuốn hút lại vào manti và mất

đi bấy nhiêu ở các đới chúc chìm (subduction zones) nên diện tích bề mặt Trái Đất không đổi Lí thuyết về tách dãn đáy biển đó được đề ra đầu tiên bởi Robert Dietz (1961), Harry Hess (1962) và Jacson Morgan (1968)

1.2- CẤU TẠO TRÁI ĐẤT Trước tiên chúng ta cần biết về cấu tạo Trái Đất Nó bao gồm nhiều lớp, gọi là các quyển, khác nhau về thành phần vật chất và tính trạng (behaviour) lý-hóa Việc nhận biết các quyển là nhờ kết quả thăm dò địa chấn sâu Các tốc độ sóng địa chấn thay đổi theo áp suất (độ sâu), nhiệt độ, khoáng vật, thành phần hóa học và mức độ nóng chảy cục bộ Bề mặt ranh giới giữa hai quyển liền kề thể hiện là một gián đoạn địa chấn (seismic discontinuity), nơi tốc độ sóng địa chấn và mật độ thay đổi đột ngột(tăng lên nhanh chóng khi xuống quyển dưới) Năm 1910, Andrija Mohorovicic đầu tiên phát hiện sự tăng đột ngột trong tốc độ sóng P từ khoảng 6,6 km/sec đến khoảng 8,0 km/sec Nó xuất hiện từ 10 đến 12 km bên dưới các đại dương, đến 30 đến 50 km bên dưới các lục địa (đến 80 km ở đai tạo núi va chạm)

Gián đoạn đó gọi là mặt Moho, ranh giới giữa vỏ bên trên và manti bên dưới

Ngoài ra còn có các gián đoạn địa chấn khác, dựa vào đó để chia ra các quyển như sau, kể từ ngoài vào trong:

- Vỏ (crust) là lớp nằm trên Moho, dày từ khoảng 3km ở một vài sống núi đại

dương (oceanic ridge) đến khoảng 80 km ở các đai tạo núi va chạm (collisional

orogen)

- Thạch quyển (lithosphere) dày 50-300 km, là lớp chắc khỏe bên ngoài của

Trái Đất, bao gồm vỏ và phần cao nhất của manti trên (có độ nhớt lớn) Thạch quyển phản ứng với nhiều ứng suất như thể rắn giòn

7

H1 1 B ản đồ các mảng thạch quyển chính

Mũi tên chỉ hướ ng chu yể n độ ng mảng Đường răng cưa chỉ ranh giớ i mả ng hộ i t ụ (các đới chúc chìm và các tạo nú i);

đường đơn chỉ ranh g iớ i mả ng phân kỳ (sống đại dương) và đứt gãy chu yể n dạng.

8

- Quyển mềm (asthemosphere) nằm dưới thạch quyển và xuống đến gián đoạn

660 km Đây là lớp mềm yếu và có phản ứng với ứng suất theo cung cách của chất nhão

- Manti trên (upper mantle) nằm từ Moho xuống đến gián đoạn 660km và bao

gồm phần dưới của thạch quyển và phần trên của quyển mềm Vùng từ 410km đến 660km là đới chuyển tiếp với 2 sự biến đổi trạng thái rắn: từ olivin đến wadsleyit ở

410 km và từ spinel đến perovskit + magnesiowustit ở 660km

- Manti dưới (lower mantle) nằm từ gián đoạn 660km đến gián đoạn 2900km ở

ranh giới giữa manti và nhân Phần lớn nó đặc trưng bởi sự tăng khá đều về tốc độ

và mật độ ứng với tăng áp lực thủy tĩnh Giữa 220->250 km trên ranh giới giữa

manti và nhân xuất hiện một vùng không thay đổi về tốc độ và mật độ, gọi là lớp

D’’ theo sóng địa chấn Manti dưới cũng gọi là quyển giữa(mesosphere), một vùng

khỏe nhưng tương đối thụ động đối với các quá trình biến dạng

- Nhân ngoài (outer core): ở từ 2900km đến gián đoạn 5200 km Nó không

truyền dẫn sóng S và được giải đoán là lỏng

- Nhân trong (inner core) ở từ gián đoạn 5200 km đến tâm Trái Đất, truyền dẫn

sóng S mặc dù ở tốc độ rất thấp và được giải đoán là ở gần điểm nóng chảy

Chỉ có 2 lớp trong Trái Đất có gradient tốc độ địa chấn thấp một cách dị

thường: đới LVZ (Low Velocity Zone) ở đáy thạch quyển và lớp D’’ ở ngay trên

nhân Hai lớp này trùng hợp với gradient nhiệt độ rất dốc, vì vậy cũng là các lớp ranh giới nhiệt độ trong Trái đất Đới LVZ quan trọng vì các mảng tách khỏi manti

ở lớp này nên có thể nói kiến tạo mảng không thể tồn tại mà không có LVZ Còn

lớp D’’ quan trọng vì đó có thể là nơi sinh ra plum manti (mantle plume)

H1 2 Các quyển bên trong Trái đất

9

1.3 TÁCH DÃN ĐÁY BIỂN Năm 1963 Vine và Matthews đề ra việc tách dãn đáy biển để giải thích các dị

từ dạng tuyến trên đáy biển Hai ông cho rằng các dị từ đó là kết quả của tách dãn đáy biển kết hợp với các đảo nghịch trong địa từ trường, sự ghi lại các đảo nghịch được bảo lưu trong sự từ hóa ở phần cao vỏ đại dương Mô hình đó dự báo rằng các đường của vỏ bị từ hóa thuận và nghịch xen kẽ nhau phải song song với đỉnh sống đại dương, với các tương phản từ tính rõ rệt giữa chúng gây ra các gradient dạng tuyến dốc đã quan sát được Với thang thời địa từ (The Geomagnetic Time Scale) được xác định từ các trầm tích biển được định tuổi bằng cổ sinh Vine (1966) chỉ ra rằng các dị từ đại dương dạng tuyến có thể được giải thích bằng việc tách dãn đại dương

Các sống đại dương là các ranh giới mảng bồi kết, nơi mà thạch quyển mới

được tạo ra từ manti dâng lên trong khi các mảng ở hai bên các sống lớn dần và chuyển động ra xa trục sống Tốc độ trung bình sinh ra thạch quyển đại dương trong mấy triệu năm qua khoảng 3,5 km2/năm và nếu tốc độ này được ngoại suy trở về quá khứ địa chất thì vùng bao phủ bởi các bồn đại dương hiện tại (bằng 65%

bề mặt Trái Đất) phải được sinh ra ít ra trong 100 triệu năm Thực vậy, đại dương già nhất có tuổi chỉ khoảng 160 triệu năm, bởi vì các mảng đại dương già hơn đã chúc chìm vào manti và biến mất ở đó

1.4- CÁC RANH GIỚI MẢNG Các động đất xuất hiện dọc theo các đai khá hẹp và các đai đó đánh dấu các ranh giới giữa các mảng thạch quyển Có 4 kiểu ranh giới địa chấn, phân biệt bởi

các phân bố chấn tâm và các đặc điểm địa chất là: các sống đại dương, các đới

chúc chìm, các đứt gãy chuyển dạng (transform faults) và các đới va chạm

(collisional zones)

Các mảng hiện nay có kích thước trong khoảng từ <104 km2 đến hơn 108 km2

và các rìa thường không trùng khớp với các rìa lục địa Có 7 mảng lớn là: Âu-Á, Nam Cực, Bắc Mỹ, Nam Mỹ, Thái Bình Dương, Châu Phi và Châu Úc Các mảng kích thước trung bình (khoảng 106–107 km2) bao gồm các mảng Philippin, Arabi, Nasca, Cocos, Caribe và Scotia Thêm vào đó còn có hơn 30 mảng có diện tích khoảng 105-106 km2 Cả hai lý thuyết mảng và các nghiên cứu chuyển động đầu

tiên (1) 1ở các ranh giới mảng chỉ ra rằng các mảng được sinh ra ở các sống đại dương, được tiêu thụ ở các đới chúc chìm và trượt cạnh nhau dọc theo các đứt gãy

1 Chuyển động đầu tiên (firt motion) là hướng chuyển động đầu tiên của các sóng khối (body waves) từ một trận động đất Diện phân bố của các sóng này cho biết thông tin về chuyển động đứt gãy xảy ra cùng với một trận động đất

10

chuyển dạng Ở các đới va chạm, các mảng chở các lục địa có thể được khâu ráp vào nhau Các mảng nhỏ bớt hay lớn lên về diện tích phụ thuộc vào sự phân bố của các ranh giới hội tụ hay phân kỳ Chẳng hạn, các mảng Châu Phi và Nam Cực hầu như hoàn toàn bị bao vây bởi các trung tâm tách dãn đang hoạt động nên đang lớn lên về diện tích Nếu diện tích bề mặt Trái Đất bị chặn lại thì các mảng bị thu hẹp trong khi các mảng này sinh ra, và trường hợp này ứng với các mảng ở khu vực Thái Bình Dương Các ranh giới mảng có tính năng động, không những di chuyển trên bề mặt Trái Đất, mà còn thay đổi từ một kiểu ranh giới này sang một kiểu rah giới khác Hơn nữa, các ranh giới mảng mới có thể được sinh ra để ứng phó với các thay đổi về chế độ ứng suất trong thạch quyển Còn nữa, các ranh giới mảng biến mất khi hai mảng hợp nhất thành một mảng, chẳng hạn sau khi va chạm lục địa với lục địa Các mảng nhỏ (<106 km2) thường xuất hiện gần các ranh giới va chạm lục địa với lục địa hoặc lục địa với cung đảo và đặc trưng bởi các chuyển động nhanh và phức tạp Các thí dụ là các mảng Turkish-Aegean, Adriatic, Arabi

và Iran nằm dọc theo ranh giới va chạm lục địa- lục địa giữa Âu- Á và Châu Phi,

và một số mảng nhỏ nằm dọc theo bờ va chạm lục địa-cung của các mảng Châu Úc-Thái Bình Dương Các chuyển động của các mảng nhỏ bị khống chế mạnh bởi các lực ép nén của các mảng lớn hơn

Các rìa lục địa có hai kiểu: tích cực và thụ động

- Rìa lục địa tích cực (active continental margin) ở đới chúc chìm hay ở đứt

gãy chuyển dạng trùng hợp với ranh giới lục địa-đại dương Các thí dụ là các hệ thống rìa lục địa Andes và Nhật bản và đứt gãy chuyển dạng San Andreas ở California của Mỹ Ở các bồn này thường xãy ra các hoạt động kiến tạo, động đất, núi lửa mạnh mẽ

- Rìa lục địa thụ động (passive continental margin) xuất hiện dọc theo các rìa

các bồn đại dương đang mở như bồn Đại Tây Dương Các bồn này khá yên ổn, hiếm có các hoạt động kiến tạo và magma dù yếu ớt

1.4.1 Các ranh giới phân kì (các sống đại dương)

Hệ thống sống đại dương liên hoàn là đặc trưng địa hình dài nhất trên bề mặt Trái Đất (70.000 km) Các sống đại dương điển hình rộng 3000-4000 km và nổi cao địa hình đến vài kilomet ở đới rift trục Các sống đại dương chỉ có các động đất nông khu trú ở các đới rift trục Các động đất đó nói chung có cấp độ (magnitude) thấp, thướng xuất hiện thành chùm và đi cùng với hoạt động xâm nhập và phun trào magma mafic Các nghiên cứu chuyển động đầu tiên chỉ ra rằng các động đất rift sinh ra chủ yếu bởi chuyển động đứt gãy thẳng đứng khi thạch quyển mới được đùn lên trên Phần lớn hoạt động đứt gãy xuất hiện ở độ sâu khoảng 2-8 km và một số khe nứt hiện ra ở đáy biển

11

H1 3 Mô hình tách

dãn đáy ại dương sinh ra mảng ở sống (rift đại dương) và tiêu hủy mảng ở máng (đới chúc chìm)

H1 4 Mảng đại dương khi mới sinh ra liền được định tuổi theo thang tuổi từ địa tầng

Thung lũng giữa của các sống đại dương thay đổi về tính chất địa chất do mức

độ thay đổi của kiến tạo căng dãn và hoạt động núi lửa Ở phần bắc sống Giữa-Đại Tây Dương, sự căng dãn và mỏng vỏ chỉ xảy ra ở một đoạn, trong khi núi lửa phun nhiều ở đoạn khác

Gabro và serpentinit từ dưới mức vỏ sâu được đứt gãy đưa lên bề mặt ở những nơi bị căng mỏng nhiều do hoạt động kiến tạo Núi lửa phun ra nhiều và tập trung

ở thung lũng giữa tạo thành các sống núi dài (>50 km) nhưng chỉ tạo thành các nón núi lửa những đoạn căng dãn mạnh Địa hình trục sống thay đổi đáng kể phụ thuộc vào tốc độ tách dãn Những sống tách dãn chậm có thung lũng trục sâu với những

12

núi sườn dốc trong lúc những sống tách dãn nhanh thì có địa hình thấp và vài trường hợp chỉ là một cao điểm địa hình Trục các sống đại dương không liên tục, nhưng có thể dời ngang mấy chục đến mấy trăm kilomet nhờ các đứt gãy chuyển dạng Có bằng chứng cho thấy các sống đại dương tăng trưởng và chết đi do sự lan truyền ngang Khoảng cách dời ngang(offset) các dị thường từ và độ sâu phù hợp với các rift lan truyền dù có hay thiếu vắng các đứt gãy chuyển dạng

1.4.2 Các đứt gãy chuyển dạng và các đới khe nứt

Các đứt gãy chuyển dạng (transform faults) là các ranh giới mảng mà dọc theo

đó các mảng trượt cạnh nhau và diện tích mảng được bảo tồn Chúng duy nhất xác định hướng chuyển động giữa hai mảng giáp kề Các đứt gãy chuyển dạng đáy đại

dương khác với các đứt gãy chuyển ngang 2 (transcurent faults) ở chỗ chiều chuyển động (the sense of motion) tương ứng với sự dời ngang dọc theo một trục sống đại dương là trái ngược với điều được dự báo bởi chuyển động chuyển ngang

H1 5 Chuyển động trên các đứt gãy chuyển dạng và chuyển ngang liên quan với một trục sống đại dương (đường đôi thẳng đứng) Chú ý rằng cự

ly dời ngang tăng với chuyển động chuyển ngang trong khi vẫn giữ nguyên với chuyển động chuyển dạng Các mũi tên đậm chỉ các chiều tách dãn, các mũi tên mảnh chỉ các chuyển động mảng

Các chuyển dịch ngang này có thể đã phát triển tại thời điểm tách dãn bắt đầu

và phản ánh sự nứt nẻ không đồng nhất của thạch quyển Các đứt gãy chuyển dạng, giống như các sống đại dương, đặc trưng bởi các động đất nông (<50 km sâu) Cả hai tài liệu địa vật lí và thạch học ở ophiolit bị cắt bởi đứt gãy chuyển dạng đầu cho thấy phần lớn các đứt gãy chuyển dạng đại dương bị “rò rỉ” do magma phun ra dọc theo bề mặt đứt gãy tạo ra những chỗ hở lộ thạch quyển mới Các đứt gãy chuyển dạng cắt qua vỏ lục địa hoặc đại dương và có thể phơi bày ra các dịch chuyển

2

Đứt gãy chuyển ngang: là đứt gãy trượt bằng lớn có các đặc điểm sau: nó tắt đi dọc theo chiều dài của nó; sự

dịch chuyển hai bên nhỏ hơn chiều dài đứt gãy; chiều dài đứt gãy tăng lên với thời gian và sự chuyển động tiếp diễn; sự dịch chuyển trên đứt gãy lớn nhất ở trung tâm đứt gãy và tăng lên ở đầu mút đứt gãy.

13

ngang biểu kiến đến mấy trăm kilomet Các nghiên cứu chuyển động đầu tiên về các đứt gãy chuyển dạng chỉ ra chuyển động ngang theo chiều rời ra xa khỏi các sống đại dương Các động đất chỉ xãy ra hạn chế ở các vùng giữa các trục sống dịch chuyển ngang

Các đứt gãy chuyển dạng có thể các gián đoạn cấu tạo lớn trên đáy biển và ở một số trướng hợp các đứt đoạn về cấu tạo và địa hình được biết là các đới khe nứt đánh dấu các nơi vốn có các đứt gãy chuyển sống-sống trên đáy đại dương Có 3

kiểu đứt gãy chuyển dạng: sống-sống (ridge-ridge), sống-máng (ridge-trench) và

máng-máng (trench-trench) Các đứt gãy chuyển dạng sống-sống phổ biến nhất và

chúng vẫn còn giữ nguyên chiều dài, trong lúc các đứt gãy chuyển dạng máng và máng-máng thì giảm hoặc tăng chiều dài trong khi chúng tiến hóa

sống-Các nghiên cứu về địa hình và cấu tạo đứt gãy biến dạng đại dương cho thấy các đới dịch chuyển lớn nhất rất khu biệt (<1km) và đặc trưng bới một mảng đứt

gãy kiểu bện võng (anastomosing network of faults)

Các đoạn sống giữa các đứt gãy chuyển dạng đại dương hoạt động độc lập với nhau Điều đó có thể là do tình trạng thiếu ổn định trong các dòng đối lưu đi lên cấp dưỡng cho các sống đại dương nên các dòng đối lưu đi lên này trở thành các diapir dâng lên cách quãng đều đặn và mỗi diapir cấp dưỡng cho một đoạn sống riêng Các đứt gãy chuyển dạng có thể xuất hiện ở chỗ giáp nối của các đoạn sống bởi vì magma cung ứng giữa các diapir không đủ cho sự bồi kết vỏ đại dương bình thường Sự ổn định của các đứt gãy chuyển dạng qua hơn hàng triệu năm cho thấy các diapir quyển mềm vẫn giữ nguyên tính toàn vẹn rất lâu dài Với việc áp dụng các mô hình điểm nóng cố dịnh và chuyển động mảng tương đối thì dường như cả các trục sống và đứt gãy chuyển dạng di chuyển cùng nhau ở tốc độ vài centimet một năm Điều đó lại đòi hỏi các diapir manti di chuyển và các đoạn sống đại dương và các diapir rời khỏi dòng manti nằm dưới

1.4.3 Các chỗ giáp nối chạc ba (Triple junctions)

Chỗ giáp nối chạc ba là điểm mà ba mảng gặp nhau Các chỗ giáp nối như thế

là hệ quả cần thiết của các mảng cứng trên một quyển, vì lẽ rằng đó là cách thức phổ biến mà một mảng có thể kết thúc Có 16 kiểu kết hợp có thể của các giáp nối chạc ba của sống, máng và đứt gãy chuyển dạng nhưng trong đó chỉ có 6 kiểu là phổ biến Các giáp nối chạc ba chia ra thành các kiểu bền vững hay không bền vững tùy theo chúng có bảo tồn được hình dạng trong khi chúng tiến hóa hay không Chỉ có các giáp nối chạc ba sống-sống-sống (RRR tripple junctions) là bền vững về tất cả các phía của ranh giới mảng Việc hiểu các thay đổi tiền hóa ở các giáp nối chạc ba là quan trọng vì các thay đổi về hình dạng của chúng có thể gây

ra các thay đổi trong chuyển động mảng Sự tiến hóa của các chỗ giáp nối chạc ba

sống đại dương (R); đường đơn – đứt gãy chuyển dạng (F)

15

H1 7 Mối nối chạc 3 Rift Đông Phi, sống Hồng hải và sống Vịnh Aden 1.4.4 Các ranh giới hội tụ (các đới chúc chìm)

Các ranh giới mảng hội tụ được xác định bởi các chấn tiêu cùng nằm trên một

mặt gần phẳng và cắm chúc bên dưới các hệ cung Mặt phẳng đó gọi là đới động

đất hoặc đới Benioff, cắm với góc từ trung bình đến dóc và trải sâu ở một số

trường hợp đến gián đoạn địa chấn 600km Đới động đất được giải đoán là một vùng giòn ở phần trên từ 10 đến 20 km của tấm thạch quyển chúc chìm Các đới động đất hiện đại rất thay đổi trong sự phân bố các chấn tiêu và về độ dốc Một số đới động đất như là ở dưới cung Aleuti chỉ trải đến độ sâu < 300km, trong lúc các đới khác xuống đến gián đoạn 660km Nói chung các đới động đất là những mặt cong với bán kính đường cong đến vài trăm kilomet và với sự lồi lõm không đều ở qui mô <100km Các đới động đất gần bằng phẳng là hiếm có Khoảng trống địa chấn ở 1 số đới có lẽ là do sự chia mảnh của tấm chúc chìm, Độ dốc thay đổi từ 30 – 90o, trung bình khoảng 45o Sự thay đổi độ dốc đáng kể có thể xuất hiện dọc theo

16

đường phương như ở hệ thống cung Izu-Bonin thuộc Tây Thái Bình Dương Có mối tương quan giữa chiều dài các đới địa chấn và sản phẩm của tốc độ hội tụ và tuổi của tấm chúc chìm Các nghiên cứu chuyển động đầu tiên các động đất ở các đới chúc chìm cho biết có sự biến thiên trong chuyển động cả về khoảng cách ngang dọc theo các tấm chúc chìm và về chiều sâu tấm Cơ chế tách dãn nông chiếm vai trò chủ yếu ở đới trên thạch quyển từ máng trở về phía biển, nơi mảng bắt đầu gập xuống Bởi vì không được bền vững nên các trầm tích ở các máng đại dương không thể truyền tải các ứng suất, do đó thường nằm bẹp và không bị biến dạng Tuy nhiên, theo tài liệu mặt cắt phản xạ địa chấn thì các đá của các máng ở

về phiá lục địa bị uốn nếp và đứt gãy mãnh liệt Cơ chế chồm vảy ngự trị ở phần nông của các đới chúc chìm (20-100km) Ở độ sâu < 25km các tấm chúc chìm ít sinh ra động đất Các động đất mạnh nói chung thuộc kiểu chồm vảy và xuất hiện ở

độ sâu >30km Trong các động đất mạnh, các mảnh vỡ từ tấm chúc chìm bị đẩy lên trên tạo thành các vảy chồm cắm về phía ngoài trục máng

Một câu hỏi lí thú về chúc chìm là điều gì xảy ra khi một cao nguyên ngầm hoặc một sống phi địa chấn gặp phải một đới chúc chìm? Do vì chúng chống lại việc chúc chìm nên chúng có thể sinh ra một mũi nhọn (cusp) ở hệ thống cung như

được minh họa bởi nơi giao hội của sống Caroline với cung Mariana ở Nam Nhật Bản Các dữ liệu cổ từ và địa chất cấu tạo ở cung Mariana ủng hộ sự giải đoán này, cho rằng cung đó bị xoay ở các đầu mút của chúng bởi sự va chạm của các sống này trong khoảng giữa 30 và 10 triệu năm Ngoài ra, các khoảng trống hoạt động núi lửa và động đất ở các hệ thống cung xuất hiện phổ biến ở các điểm va chạm giữa các cao nguyên ngầm và các sống với các cung Các thí dụ là các sống Tehuantepec, Cocos, Carmegie, Nazca và Juan Fernandez dọc theo các hệ thống chúc chìm Trung Mỹ và Peru-Chile Khi một cao nguyên hoặc sống gặp phải một cung thì sự chúc chìm dừng lại và một khoảng trống núi lửa/động đất tạo thành ở cung, và chỉ các sống nhỏ và một vài đảo núi lửa không nổi được là có thể thực sự chúc chìm

Một câu hỏi nữa là ở đâu và làm sao mà các ranh giới hội tụ mới bắt đầu xuất hiện? Bởi vì cần có ứng suất rất cao để thạch quyển đại dương đứt vỡ, nên dường như phải có các đới xung yếu sẵn có trong thạch quyển để tạo ra chỗ cho các đới chúc chìm mới Trong 3 chỗ được đề ra cho sự xuất hiện các đới chúc chìm mới gồm có các rìa lục địa thụ động, các đứt gãy chuyển dạng/các đới khe nứt, và các sống đại dương đã thôi hoạt động thì không một nơi nào có thể đổi đơn giản sang các đới chúc chìm bởi tác dụng duy nhất của trọng lực Do đó, cần có thêm các lực

để chuyển các nơi này thành các đới chúc chìm Một nguồn khả dĩ là sự chúc chìm gắng thử của vật liệu nổi (như là các cao nguyên ngầm) ở một máng, mà có thể dẫn đến các lực ép lớn ở cả hai mảng chúc chìm và chồm lên Đó là lực kiến tạo duy

17

nhất được nhận biết đã gây ra hạt nhân của một đới chúc chìm mới Các đứt gãy chuyển động và các đới khe nứt dường như là các chỗ xuất hiện chúc chìm vì chúng khá phổ biến ở vùng xung quanh, các đới chúc chìm hiện đại và là nơi yếu hơn so với thạch quyển đại dương bình thường

H1 8 Các ranh giới phân kỳ, chuyển dạng và hội tụ

1.4.5 Các ranh giới va chạm (collisional boundaries)

Biến dạng và động đất xảy ra cực kỳ mãnh liệt ở các ranh giới va chạm Động đất chủ yếu <100km sâu và liên quan đến nhiều kiểu đứt gãy Nói chung các đứt

gãy chồm (thrust faults) phát sinh chủ yếu ở gần các đới khâu Các đứt gãy chuyển

ngang (transcurent faults) phổ biến ở mảng chồm lên như được minh họa bởi các

đứt gãy trượt bằng lớn sinh ra ở Trung Quốc và Tây Tạng trong va chạm Ấn-Á Ngoài ra, đứt gãy căng dãn có thể trải rất xa các đới khâu trên mảng chồm lên Ví

dụ như rift Baikal ở Nam Siberia dường như được tạo thành do hệ quả của va chạm

ở Himalaya vào 55 triệu năm

Một ví dụ về ranh giới mảng ở những giai đoạn đầu của một va chạm cung-lục địa là hệ thống cung Sunda ở Đông Indonesia Australia bắt đầu va chạm với cung này trong khi mảng Australia chúc chìm bên dưới cung đó Va chạm này có thể được nghiên cứu trên đảo Timor về phía nam và đảo Seram về phía bắc, nơi mà craton Australia được đại diện bởi New Guinea và Sula Spur Thời gian va chạm gây nên sự chồm vảy về phía bắc, sự biến dạng phức tạp của các lớp phủ trầm tích kiểu nền ở mảng Australia, sự xuất hiện thành tạo olistotrome,… xảy ra trong Miocen muộn đến Pliocen sớm

18

H1 9 Mô hình va chạm lục địa – lục địa

H1 10 Lục địa AUSTRALIA chơm va chạm vào lục địa EURASIA ở khi vực Timor

1.4.6 Các tương tác giữa máng và sống

Điều gì xảy ra khi một sống đại dương tiến lại gần và cuối cùng va chạm với một đới chúc chìm, như là các sống Chile và Juan de Fuca ngày nay Nếu một sống chúc chìm thì cung sẽ nổi gồ lên khi đỉnh sống đến gần và sẽ trũng xuống khi sống

19

tụt xuống đới chúc chìm Hoạt động trầm tích cũng sẽ thay dổi tương ứng theo sự trồi sụt này của cung đó Sống chúc chìm cũng có thể làm đình trệ hoạt động magma khi sống nóng chúc chìm Điều đó có thể là do sự nung nóng ma sát ở đới chúc chìm hoặc là do sự mất dần các chất bốc từ tấm mảng chúc chìm khi sống lại

gần Ngoài ra, cung ngoài cũng có thể bị biến chất khu vực khi sống nóng chúc

chìm Tất cả ba hiện tượng này đều được ghi nhận ở cung Aleuti Sự chúc chìm của sống cũng có thể gây ra sự thay đổi trong chế độ ứng suất ở mảng cưỡi lên từ chủ yếu nén ép đến căng dãn và trong việc mở ra bồn sau cung Sự chúc chìm của các sống đang hoạt động có thể dẫn tới sự tạo thành các sống mới ở mảng chúc chìm tại những khoảng cách khá xa kể từ rìa hội tụ Ví dụ như sự mở rift Nam Cực khỏi Australia, đã bắt đầu cách nay gần 50 triệu năm, là trùng với sự chúc chìm một hệ thống sống dọc theo rìa bắc mảng Australia-Nam Cực

Trong trường hợp sống Chile mà ngày nay đang chúc chìm thì có một ít hệ quả

kể từ khi sống này tiến đến trục máng Khi sống này lại gần máng Chile thì thung lũng rift trở nên bị trầm tích lấp đầy và cuối cùng bị biến mất bên dưới chân máng Ngoài ra, sườn phía lục địa của máng trở nên dốc và nông trong đới va chạm Ở

nơi va chạm máng-sống, lăng trụ bồi kết giảm kích thước khoảng hơn 75% và

phần móng dưới cung Andes dường như bị xâm thực và chúc chìm Việc giảm thể tích của lăng trụ bồi kết có lẽ do hai nguyên nhân quan trọng sau đây:

a- Địa hình trên sống có thể làm tăng tốc độ xâm thực chúc chìm mang vật liệu

ra khỏi đáy lăng trụ bồi kết

b- Sự chúc chìm các sống đại dương do các đứt gãy chuyển động gây ra có thể làm suy yếu một cách cơ học đáy lăng trụ bồi kết,làm cho chúng dễ bị cuốn đi do

sự xâm thực chúc chìm

Dòng nhiệt tăng vọt ở đới va chạm và sau đó suy giảm sau va chạm trở lại các

giá trị bình thường của cung Ngoài ra ophiolit (các mảnh vỏ đại dương) cũng xâm

vị bằng cách kiến tạo ở vùng trước cung Andes trong giai đoạn đầu của va chạm và

đấy là một cách quan trọng của sự xâm vị ophiolit

20

H1 11 Chúc chìm và biến mất dần các sống Tây mảng Kula và Tây mảng Thái Bình Dương vào máng Tây Châu Mỹ

1.5 CHU KÌ WILSON Việc mở ra và đóng lại một bồn đại dương được J.Tuzo Wilson mô tả đầu tiên năm 1976 nên được gọi là chi kì Wilson

Một chu kì Wilson bắt đầu với sự nứt tách lục địa dọc theo một hệ thống rift,như là rift Đông phi ngày nay, tiếp sau đó là sự mở một đại dương với các rìa lục địa thụ động ở hai phía Các đá già hơn ở các rìa lục địa thụ động là các tổ hợp rift lục địa Khi bồn rift mở thành một bồn đại dương như Hồng Hải ngày nay thì các trầm tích craton tích tụ dọc theo cả hai rìa thụ động đang lùi xa nhau, còn các trầm tích biển sâu tích tụ trên đáy biển lân cận từ rìa ấy Cuối cùng, một bồn đại dương rộng lớn như là Đại Tây Dương có thể phát triển do sự tách dãn tiếp tục Khi thạch quyển đại dương mới trở nên dày và nặng, không còn nổi được nữa, sự chúc chìm bắt đầu ở một hay cả hai rìa và vỏ đại dương bắt đầu khép lại Sự đóng kín hoàn toàn bồn đại dương xảy ra khi va chạm lục địa, như là đá xuất hiện trong Permi khi Baltica va cham với Siberia tạo thành dãy núi Ural Trong va chạm các

đá cung và vỏ đại dương chồm vảy lên các tổ hợp rìa thụ động Các dữ liệu địa chất cho biết chu kì Wilson đã xuất hiện nhiều lần trong Phanerozoi Bởi vì thạch quyển bị yếu đi dọc theo các đới va chạm nên sự mở rift có thể mở ra đại dương mới gần các đới khâu cũ, vì như sự mở ra Đại Tây Dương ngày nay xuất hiện phỏng chừng dọc theo đới khâu Iapetus thời Ordovic

21

H1 12 Chu kỳ Wilson

1.6 CÁC LỰC TRUYỀN ĐỘNG MẢNG Nhiều nhà nghiên cứu cho rằng các chuyển động mảng phải có sự liên quan đến sự đối lưu nhiệt trong manti, mặc dù mô hình được thừa nhận chung liên quan hai quá trình vẫn còn phải làm rõ Hình dáng và kích thước của các mảng và vận

22

tốc của chúng là rất thay đổi và không thể hiện mối liên quan hình học đơn giản với các kiểu hình đối lưu Tuy nhiên, phần lớn mô hình máy tính cho thấy rằng các

mảng chuyển động để đáp ứng chủ yếu các lực “tấm-kéo”(slab-pull forces) trong

khi các mảng chúc chìm vào manti tại các đới chúc chìm, và rằng các lực đẩy từ sống đại dương hoặc các ứng suất được chuyển từ quyển mềm đến thạch quyển là rất nhỏ Thực vậy sự phân bố ứng suất phù hợp với ý tưởng cho rằng các mảng đại

dương được tách ra từ quyển mềm nằm dưới “Các lực sống đẩy” (ridge-push

forces) được gây ra bởi hai nhân tố:

- Các tương phản mật độ nằm ngang sinh ra từ sự nguội lạnh và dày lên của thạch quyển đại dương khi nó chuyển động ra xa sống

- Độ cao của sống đại dương trên đáy biển xung quanh

Các lực tấm kéo ở các đới chúc chìm phản ánh sự nguội lạnh và trở nên nặng

nề khó nổi được của thạch quyển đại dương khi nó già đi Sự chuyển pha eclogit và các đới chuyển pha áp suất cao khác xuất hiện ở các tấm chúc chìm cũng góp phần vào “tấm-kéo” do sự tăng mật độ của tấm này Mặc dù “tấm-kéo” không thể khởi động sự chúc chìm thì lực “tấm-kéo” nhanh chóng trở thành lực chủ yếu

gabro-để cho chúc chìm tiếp diễn

H1 13 Chuyển động đối lưu manti gây ra các lực

truyền động mảng “tấm kéo” và “sống đẩy”.

1.7 ĐỊA TỪ (GEOMAGNETISM)

1.7.1 Sự từ hóa đá (rock magnetization)

Để hiểu chứng cớ từ tính cho sự tách dãn thì cần hiểu việc các đá nhiễm từ trong từ trường Trái Đất như thế nào Khi một đá tạo thành, nó có thể bị từ hóa

song song với trường từ vây quanh, đó là “sự từ hóa ban đầu”(primary

magnetization) Thông tin về cả chiều hướng lẫn cường độ từ trường mà trong đó một đá được tạo thành có thể thu nhận được nhờ sự nghiên cứu sự từ hóa ban đầu của nó Các khoáng vật qian trọng nhất kiểm soát sự từ hóa đá là magnetit và hematit Tuy nhiên chẳng phải luôn luôn dễ dàng xác định được sự từ hóa ban đầu

trong các đá này vì chúng thường bị từ hóa muộn hơn về sau, gọi là “từ hóa thứ

23

sinh”(secondary magnetization), mà có thể bị xóa đi bằng các kí thuật khử từ hóa

trước khi đo từ hóa ban đầu

Sự từ hóa được đo trong phòng thí nghiệm gọi là “từ dư tự nhiên” (natural

remanent magnetization) hay NRM Các đá nhiễm NRM bằng mấy cách, nhưng chỉ ba trong số đó là quan trọng trong việc nghiên cứu cổ từ (paleomagetic studies)

- Từ dư nhiệt (thermal remanent magnetization-TRM)

Các đá magma nhiễm TRM khi chúng nguội qua 1 nhiệt độ tới hạn cho sự từ

hóa của khoáng vật tạo thành Nhiệt độ đó gọi là nhiệt độ Curie,dao động giữa

500C và 600C đối với các oxit sắt và là nhiệt độ mà tại đó sự từ hóa được ghi vào

đá ấy Chiều của TRM hầu như song song và tỉ lệ về cường độ với từ trường được

áp dụng

- Từ dư hạt vụn (detrital remanent magnetization-DRM)

Các tràm tích vụn nói chung có chứa các hạt nhiễm từ nhỏ và chúng trở nên bị xếp thành hàng trong trường từ vây quanh trong khi tích tụ hoặc khi cứng lại và thành đá của các trầm tích vụn Kiểu từ hóa này gọi là DRM

- Từ dư hóa học (chemical remanent magnetization-CRM)

Các đá bị nhiễm CRM trong các quá trình thứ sinh nếu các khoáng vật từ tính mới sinh ra CRM có thể phát sinh trong các quá trình phong hóa, biến đổi và biến chất

NRM được mô tả bằng các thông số về chiều và cường độ Các thông số về

chiều bao gồm độ từ thiên (declination)

là góc so với hướng bắc thực và độ từ khuynh (inclination) tức là góc dốc so

với đường nằm ngang Cực địa từ có thể được xác định từ các độ từ thiên và từ khuynh của một đá nhất định

24

H1 14 Cực từ thuận và cực từ nghịch của Trái Đất

H1 15 Các đá basalt sinh ra

ở sống đại dương lưu giữ trường cự từ đương thời

H1 16 Sự phân bố đối xứng hai bên sống của các dải

vỏ đại dương xen kẽ nhau mang dấu ấn cổ từ thuận hoăch nghich, trong đó tuổi các già càng rời xa sống

25

1.7.2 Các đảo ngược trong từ trường Trái Đất

Một số đá nhiễm NRM ở chiều ngược với chiều địa từ trường ngày nay Sự từ

hoá đó gọi là từ hoá nghịch (reverse magnetization) trái ngược với từ hoá thuận

(normal magnetization) ứng với địa từ trường hiện nay Các nghiên cứu thực nghiệm cho biết rằng sự kết tinh đồng thời của một số oxit Fe – Ti với các nhiệt độ Curie khác nhau có thể làm cho các khoáng vật này bị từ hoá với một cực ngược

với từ trường vây quanh Sự tự từ hoá ngược (self – reversal magnetization) này có

liên quan đến các nguyên tử Fe và Ti trật tự và mất trật tự trong mạng tinh thể Mặc dù sự tự từ hoá ngược đã từng xuất hiện ở một số dòng dung nham trẻ nhưng hình như nó không phải là nguyên nhân chính gây ra từ hoá ngược trong các đá Việc đối sánh từ hoá ngược giữa các kiểu đá khác nhau lấy từ các địa điểm xa cách nhau cho thấy rõ điều đó Chẳng hạn, các dòng dung nham trên lục địa từ hoá ngược đối sánh với các trầm tích biển sâu bị từ hoá ngược có cùng tuổi Rõ ràng là phần lớn sự từ hoá ngược bị nhiễm trong các thời kỳ đảo cực trong địa từ trường Một trong những phát hiện quan trọng về cổ địa từ là việc các dãy địa tầng đá núi lửa và trầm tích biển sâu có thể được chia thành các khoảnh mà các đá chủ yếu

bị từ hoá nghịch và thuận Các khoảng cực (polarity intervals) được xác định là

các khoảng thời gian trong đó từ trường chủ yếu là nghịch hoặc chủ yếu là thuận

Sử dụng các dữ liệu từ tính ở các đá núi lửa và các trầm tích biển sâu, Cox vào

năm 1969 đã thành lập được Thang Thời Địa Từ (Geomagnetic Time Scale) cho

khoảng 5 triệu năm mới đây Mặc dù các khoảng phân cực kèo dài không lâu (<50.000 năm) không thể được giải quyết với phương pháp định tuổi K–Ag trên các đá phun trào, nhưng chúng có thể được xác định tuổi bằng các phương pháp khác đối với các trầm tích biển sâu, có các dữ liệu liên tục về lịch sử địa từ trường trong 100 – 200 triệu năm gần đây Lần đảo cực từ muộn nhất xảy ra cách nay khoảng 20 ngàn năm

1.7.3 Nghiên cứu cổ từ (paleomagnetism)

Nghiên cứu cổ từ là nghiên cứu NRM ở các đá, dựa vào đó để tái lập một cách

có căn cứ chiều và cường độ của địa từ trường trong quá khứ địa chất Nhằm mục đích này phải lấy mẫu đá được định hướng ở thực địa, đo NRM trong phòng thí nghiệm với từ kế và tính các vị trí cổ cực từ

Các kết quả nghiên cứu cổ từ đặc biệt quan trọng trong việc tái lập các vị trí lục địa trước khi xảy ra phân rã siêu lục địa Pangea bắt đầu vào Mesozoi sớm Chúng

cung cấp bằng chứng là phần lớn Gondwana (gồm Châu Phi, Nam Mỹ, Ấn Độ,

Australia, Nam Cực) vốn còn nguyên vẹn trước khi nó bị chia mảnh trong Tiền– Cambri muộn Eurasia củng bị chia mảnh trong Tiền–Cambri muộn và Paleozoi

26

sớm Trong Paleozoi muộn các lục địa này liên kết với Bắc Mỹ và Gondwana để

tạo thành Pangea

1.8 CÁC ĐIỂM NÓNG (HOTSPOTS) VÀ CÁC PLUM (PLUMES)

Mô hình điểm nóng (Wilson, 1963) cho rằng các dãy núi lửa dạng tuyến trên đáy biển tạo thành trong khi vỏ đại dương chuyển động trên các nguồn magma tương đối đứng yên Các điểm nóng hình thành ở đáy thạch quyển bên trên các plum manti Sự nóng chảy cục bộ của các plum trong manti trên cho ra các khối lượng lớn magma, mà một phần xâm nhập lên hoặc phun ra mặt đất Các điểm nóng cũng có thể là nhân tố quan trọng làm tách vỡ các siêu lục địa trong quá khứ

Các điểm nóng có các đặc điểm sau đây :

1- Ở các bồn đại dương các điểm nóng tạo thành các địa hình nổi cao 500–1200m với chiều rộng điển hình 1000–1500km Các điểm cao này chắc là các biểu

hiện gián tiếp của các plum manti dâng lên

2- Trên nhiều điểm nóng có các núi lửa đang hoạt động hoặc mới tắt không lâu Các thí dụ là Hawaii và Công viên Yellowstone ở Tây Mỹ

3- Phần lớn các điểm nóng có các điểm cao trọng lực, phản ánh sự dâng lên vật chất manti có mật độ cao hơn Tuy nhiên, 1 số lại có các điểm thấp trọng lực

4- Một hoặc hai sống phi địa chấn của các dãy núi lửa hầu hết đã tách được đưa

ra khỏi nhiều điểm nóng đại dương tương tự, ở các vùng lục địa, tuổi hoạt động magma và biến dạng có thể tăng khoảng cách từ điểm nóng Đặc tính này gọi là

các vệt điểm nóng (hotspot tracks)

5- Nhiều điểm nóng có dòng nhiệt cao, có lẽ phản ứng một plum manti ở dưới sâu

Có khoảng 40 – 150 điểm nóng đang hoạt động đây đó trên các Trái Đất đã được miêu tả Các điểm nóng tương tác với các mảng thạch quyển theo nhiều cách như minh hoạ ở H.11

H1 17 Plum manti hình thành từ lớp D’’ và xuyên lên đến đáy thạch quyển tạo ra các điểm nóng.

từ khoảng 3 tỉ năm Vậy cái gì gây ra sự kết lại và rã ra đó của các lục địa? Đáp án hầu như chắc chắn nằm ở mô hình vận chuyển nhiệt trong manti

Khoảng 200 triệu năm trước, Pangea có vẻ như tập trung trên một plum manti dâng trồi do được nung nóng Ngày nay tất cả các lục địa trừ Châu Phi đều chuyển động ra khỏi các đụn trồi manti và tụ tập lại ở những chỗ manti tụt xuống do tương đối nguội Tính chất dị thường của Châu Phi là phù hợp với việc nó nằm trên một plum manti nóng được biểu hiện bằng bề mặt dòng nhiệt cao và các tốc độ sóng địa chấn thấp trong manti trên

Nếu các siêu lục địa tập hợp trên chổ manti nguội tụt xuống thì tại sao chúng lại tan rã? Có khả năng là các mảng lục địa nằm trên cách ly manti, cuối cùng trờ nên cao hơn nhiệt độ manti ở dưới các lục địa Khi manti nóng lên, nó dãn nỡ và

28

mảng lục địa nằm trên nứt vỡ tạo rift và các lục địa bắt đầu phân tán Các tính toán

mô hình của Michael Garnis chỉ ra rằng sự nứt vỡ và phân tán đó rất phù hợp với các thời kì tạo núi cực đại trong dữ liệu địa chất Mô hình này dự báo tốc độ mảng lục địa sẽ nhanh nhất (4cm/năm) ngay sau khi tách và chậm nhất khi một lục địa tạo thành Các tốc độ dự báo đó rất phù hợp với các tốc độ được đánh giá từ dữ liệu cổ từ do vụ tan vỡ Pangea cách nay 200 triệu năm Mô hình này cũng phù hợp với các dữ liệu địa chất về mực nước biển cao trong khi tập kết siêu lục địa và thấp nhất ngay trước khi tan vỡ

H1 19 Siêu lục địa Pangea từng tồn tại cách nay 250 triệu năm theo các phóng tác khác nhau

29

H1 20 Siêu lục địa Rodinia

đã hình thành vào khoảng 1,2-1,0 tỷ năm trước đây

H1 21 Siêu lục địa Gondwana tồn tại vào Paleozoi sớm

Hình 13 Quá trình tan vỡ Pangea và trôi dạt các lục đại trong Mesozoi và Cenozoi

30

Chương 2- VỎ TRÁI ĐẤT

Vỏ Trái Đất là phần cứng rắn nằm ở phía trên của thạch quyển Đáy vỏ là Moho được xác định bằng 1 gián đoạn địa chấn nổi bật Có ba đơn vị vỏ: đại dương, chuyển tiếp và lục địa, trong đó vỏ đại dương và lục địa chiếm ưu thế

Bảng 2.1 Các đặc trưng địa vật lý của vỏ

Kiểu vỏ

Diện tích (%)

Khối lượng (%)

Độ bền Dòng nhiệt

(mW/m2)

Dị thường Bouger (mgal)

Tỷ số Poisson

B T-K T-K

K T-K B-T

B

K

B K-T T-K

50

100-200

50 50-150 60-80

45

55 67(95)+

-20 đến -30 -10 đến -50 -100 đến -200 -200 đến -300 -50 đến -100 -200 đến -300 -50 đến +100 -100 đến +50

0 đến +200

+200 đến +250 +250 đến +350 +50 đến +100 +250 -100 đến -150

-100 +250

0,29 0,27 0,26 0,26 0,25 0,30 0,25 0,30 0,27

0,22 0,29 0,25 0,25 0,29

0,27 0,29

Ghi chú:

 Độ bền: B –bền; T – trung bình ; K – không bền

 Tỉ số Poisson: tỉ số của đơn vị biến dạng ngang so với đơn vị biến dạng dọc trong một thể bị ép dọc trong giới hạn ở

trạng thái dẻo của nó

 +: dòng nhiệt đại dương tính toán

Sau đây trình bày tóm tắt các đặc điểm của vỏ Trái Đất:

lý Có 13 kiểu vỏ được nhận biết là: khiên, nền, đới tạo núi, cung rìa lục địa, rift, cung đảo, cao nguyên ngầm dưới biển, sống đại dương, bồn đại dương, bồn biển rìa, đảo núi lửa và máng

2 Kết quả đo tốc độ địa chấn cho biết cả vỏ đại dương và vỏ lục địa

đều phân lớp và các tốc độ tăng lên theo chiều sâu Vỏ đại dương gồm có các lớp: trầm tích (dày 0-1km), móng (dày 0,7-2km) và đại dương (dày 3,7 km), kể từ trên xuống

31

3 Sự đối sánh giữa các vùng lục địa về chiều dày, độ cao trung bình

trên mực nước biển có thể phản ánh sự tăng trưởng các lục địa do các va chạm lục địa

trong vỏ lục địa Điều này có thể do nước lỗ hổng, sự nóng chảy cục bộ hoặc các màng carbon ở các ranh giới hạt trong các đá của vỏ dưới gây ra

5 Khoảng 66% nhiệt Trái Đất đã bị mất đi bởi các hoạt động kiến tạo

mảng và 12% khác bị mất đi từ các lục địa do sự phân rã phóng xạ của các nguyên tố sinh nhiệt

6 Dòng nhiệt bề mặt (surface heat flow) từ các lục địa có quan hệ

tuyến tính với độ dẫn nhiệt gần bề mặt của vỏ Một trong những nguồn nhiệt quan trọng nhất bị mất từ Trái Đất là sự chu chuyển nhiệt dịch ở các sống đại dương Dòng nhiệt ở các lục địa và cung đảo thay đổi phụ thuộc vào tuổi

sự kiện magma mới nhất Địa nhiệt (geotherm), là sự phân bố nhiệt độ theo

chiều sâu trong Trái Đất dưới một địa điểm trên mặt nhất định, phụ thuộc vào dòng nhiệt bề mặt và manti và sự phân bố của độ dẫn nhiệt và hoạt tính phóng xạ theo chiều sâu Tất cả các địa nhiệt có gradient gần như không đổi

ở vỏ trên, nhưng khác nhau ở dưới sâu Sự sai khác này có thể đến 500oC ở các kiểu vỏ khác nhau, tại các độ sâu của Moho Tuy nhiên ở độ sâu

>300km thì các địa nhiệt lại như nhau vì ở đó có sự truyền nhiệt đối lưu

7 Dòng nhiệt trung bình của vỏ suy giảm theo tuổi vỏ trung bình Ở

các lục địa, dòng nhiệt giảm đến 40-50 mW/m2 trong gần 1 tỷ năm và đến các giá trị tương tự ở đại dương trong 50-100 triệu năm Dòng nhiệt sụt giảm

ở các lục địa cũng giảm theo tuổi vỏ trung bình

các kiểu đá gần bề mặt và các gián đoạn cấu tạo (structural discontinuities)

Ở các khu vực vỏ mỏng và dòng nhiệt cao, các hạt từ tính nói chung sắp song song với các cấu tạo tạo núi Vỏ đại dương có đặc trưng bởi các dị thường từ tuyến tính song song với các hệ thống sống đại dương

9 Các đường biểu diễn áp suất - nhiệt độ - thời gian (P-T-t) có tầm

quan trọng trong việc theo dõi lịch sử của vỏ lục địa Chúng được xác định bằng các mối quan hệ kiến trúc giữa sự tăng trưởng khoáng vật và các cấu trúc biến dạng (deformational fabrics), bằng sự tăng trưởng khoáng vật có liên quan đến các trường ổn định P-T được xác định bằng thí nghiệm của các khoáng vật biến chất và bằng các tuổi đồng vị của các khoáng vật tạo thành

và mất đi dọc theo các đoạn khác nhau của các đường P-T-t

10 Các đường P-T-t của các đai tạo núi có chiều thuận theo kim đồng

hồ và đó là do sự làm dày vỏ nhanh nên áp suất cực đại đã đạt được trước

12 Sự chuyển tiếp giữa tính trạng đàn hồi và mềm dẻo trong vỏ lục địa xuất hiện ở độ sâu nông trong vỏ trẻ và ấm (10-20km), trong khi trong vỏ già và lạnh nó xuất hiện ở độ sâu lớn hơn (20-30km)

13 Sự thành tạo các lò nóng chảy granit trong lớp vỏ dưới và sự vận chuyển chúng lên các độ sâu nông là quá trình cơ bản dẫn đến sự phân dị hóa học của các lục địa

14 Sự vận chuyển các chất lưu trong vỏ là một quá trình quan trọng ảnh hưởng đến cả sự lưu biến (rheology) và sự tiến hóa hóa học của vỏ Các chất lưu ở vỏ nông chủ yếu là nước, trong khi các chất lưu ở vỏ sâu là hỗn hợp của H2O và CO2

15 Thành phần của vỏ lục địa được khống chế bởi các phân bố tốc độ địa chấn, thành phần của các khiên Tiền-Cambri, thành phần của các trầm tích hạt mịn, các mẫu vỏ sâu trồi lộ và thành phần các đá tù (xenoliths) trong các đá núi lửa

16 Bởi vì có sự chồng lên nhau trong các tốc độ địa chấn của các đá

có thành phần và nguồn gốc khác nhau nên không thể định rõ các thành phần đá duy nhất cho vỏ dưới chỉ bằng dữ liệu địa chấn Tuy nhiên, khi kết hợp với dữ liệu đá tù thì các phân bố tốc độ địa chấn cho biết rằng vỏ dưới ở lục địa phần lớn gồm có các đá granulit, gabro và amphibolit (50-65%) với khoảng 10% đá metapelit, còn lại là các đá magma trung tính và felsic

17 Các nghiên cứu vỏ dưới trồi lộ và các đá tù là của vỏ dưới cho biết các phản xạ ở vỏ dưới dường như được gây ra bởi các xâm nhập mafic và, ở một số trường hợp, các phản xạ đã được tăng cao bởi biến dạng dẻo muộn hơn

18 Vỏ trên ở lục địa có thành phần trung bình của granodiorit, vỏ dưới có thành phần mafic và vỏ tổng là trung tính Vỏ đại dương có thành phần mafic

19 Sự phân bố nguyên tố vỏ bổ sung ở vỏ lục địa và đại dương có thể được giải thích là phần lớn vỏ lục địa được trích chiết từ manti trên ban đầu, khiến cho manti trên bị nghèo các nguyên tố rất không tương hợp (very

33

incompatible elements) Vỏ đại dương sau đó tiếp tục được tạo ra từ manti trên cạn kiệt trong suốt thời gian địa chất

20 Các teran (terrane) là các khối vỏ có ranh giới là đứt gãy, có các

dãy địa tầng và thạch học riêng biệt và có lịch sử địa chất khác với các teran lân cận Chúng được tạo thành trong các bối cảnh kiến tạo khác nhau, bao gồm các cung đảo, các cao nguyên ngầm dưới biển, các đảo núi lửa và các vi lục địa

21 Các teran là các khối xây dựng cơ bản của các lục địa và sự va

chạm teran là phương thức chính để các lục địa tăng kích thước

22 “Tỉnh” vỏ (hay miền vỏ) là một đai tạo núi đang hoạt động hoặc

được bộc lộ (exhumed), bao gồm các teran và nó ghi giữ một khoảng tuổi đồng vị giống nhau và có cùng một lịch sử biến dạng sau tập kết giống nhau

Các craton bao gồm các đai tạo núi được bộc lộ

23 Các ranh giới teran và các tỉnh vỏ là các đới cắt trượt (shear zone)

mà một số trong đó là các đới khâu giữa các khối va chạm nhau trước kia

34

Chương 3- CÁC BỐI CẢNH KIẾN TẠO

Những đặc điểm của các bối cảnh kiến tạo bao gồm các tổ hợp thạch học (cả các đá vỏ trên và các đá xâm nhập), phong cách và lịch sử biến dạng, hoạt động biến chất và các đường P-T-t, cũng như các tích tụ khoáng chất và năng lượng Các

tổ hợp đá tạo thành ở các bối cảnh kiến tạo mảng hiện đại gọi là các tổ hợp thạch

kiến tạo (petrotectonic assemblages) Các tổ hợp đó bao gồm các đá vỏ trên (các

đá trầm tích và các đá núi lửa) và các đá xâm nhập nông Từ nghiên cứu các bối cảnh kiến tạo mảng hiện đại có thể biết nhiều hơn về điều mong đợi ở các đá cổ nhằm xác định, hay ít ra là khoanh định, bối cảnh kiến tạo mà trong đó chúng được tạo thành Từ các kết quả đó còn có thể đánh giá vấn đề hấp dẫn về kiến tạo mảng

đã vận hành như thế nào trong quá khứ

Mặc dù các trầm tích đang tạo thành ở các bối cảnh mảng hiện đại có thể được lấy mẫu và nghiên cứu, nhưng nghiên cứu các đá xâm nhập và biến chất trẻ và các cấu tạo biến dạng nằm sâu còn gặp khó khăn hơn nhiều Một cách tiếp cận là khảo

sát các khe hẻm sâu (deep canyons) trong các dãy núi nơi lộ ra các đá năm sâu

tương đối trẻ (<50 triệu năm), nơi mà có thể xếp vào một bối cảnh kiến tạo với một mức độ tin cậy nhất định

3.1 CÁC SỐNG ĐẠI DƯƠNG

+ Các basalt sống đại dương

Các kết quả nghiên cứu thạch luận cho biết các basalt sống đại dương (MORB

- Mid- Ocean Ridge Basalt) được tạo ra bởi sự nóng chảy cục bộ 15-30% manti

trên ở độ sâu 50-85km Sự nóng chảy ở các độ sâu đó tạo ra magma tholeit olivin

Các kết quả nghiên cứu địa chấn và địa hóa cho biết magma này tụ tập trong các

buồng nông (<35km) nơi đó trải qua sự kết tinh phân đoạn (fractional

crystallization) để tạo ra các đá tholeit, tholeit thạch anh và một ít chất lỏng tiến hóa hơn bao gồm plagiogranit Tàn dư olivin và pyroxen ở lại trong manti và có thể biểu hiện bởi harzburgit bị cắt xẻ được lưu giữ trong một số ophiolit

Sự cạn kiệt các nguyên tố lithophil ion lớn (LIL – Large Ion Lithophile Elements) như K, Rb, Ba, Th, U,… trong NMORB (normal Mid Ocean Ridge

Basalt – basalt sống đại dương bình thường) cho thấy một nguồn manti đã cạn kiệt các nguyên tố này bởi các sự kiện magma sớm hơn Các tỉ số đồng vị 87Sr / 86Sr và

205

Pb / 204Pb thấp và 143Nd / 144Nd cao cũng đòi hỏi một nguồn NMORB bị cạn kiệt

so với chondrit (thiên thạch) Các hàm lượng nguyên tố không tương hợp và các tỉ

số đồng vị thay đổi trong MORB dọc theo các sống đại dương và từ đại dương này đến đại dương khác như được minh họa bởi sự phân bố của Nb và Zr trong MORB

35

hiện đại ở bồn Bắc Đại Tây Dương Mặc dù một vài thay đổi đó có thể phản ánh những sai khác trong mức độ nóng chảy của nguồn, sự kết tinh phân đoạn, hoặc trộn lẫn magma, nhưng các khác biệt lớn giữa một số địa điểm phản ánh sự thay đổi trong thành phần của nguồn manti bị cạn kiệt

36

3.2 OPHIOLIT

3.2.1 Khái quát

Ophiolit là các chuỗi đá mafic và siêu mafic được xâm vị bởi kiến tạo , được

xem là các mẩu vỏ bồn đại dương hoặc sau cung Chuỗi ophiolit lý tưởng hóa bao gồm các đơn vị sau, kể từ dưới lên :

1- Đá tectonit siêu mafic (nói chung là hargburgit)

2- Các đá gabro và siêu mafic ly tụ (cumulate) phân lớp

3- Các gabro, diorit và plagiogranit không ly tụ

4- Các thể tường (dyke) diabas dạng tấm

5- Các basalt cầu gối

Nằm trên chuỗi đá này ở nhiều nơi còn có các trầm tích biển thẳm (abyssal) và biển khơi (pelagic) hoặc các trầm tích vụn núi lửa từ cung (arc-related volcaniclastic) Do bị các đứt gãy phá hủy hay các nguyên nhân khác nên chuỗi ophiolit lý tưởng hóa hiếm khi được tìm thấy trong dữ liệu địa chất Thay vào đó, một hoặc một số đơn vị ophiolit thiếu vắng hoặc chúng bị cắt xén bởi hoạt động

đứt gãy và xuất hiện như những khối trong một thể xáo trộn kiến tạo (tectonic

melange)

Một số ophiolit có tiếp xúc là đứt gãy với các trầm tích craton biển nông nằm

dưới, trong khi số khác xuất hiện như những lát dăm kiến tạo trong các lăng trụ bồi

kết (accretionary prism) với graywack và các đá đến từ cung khác Các ophiolit

này dường như xâm vị tương ứng dọc theo các rìa lục địa thụ động và tích cực Thể xáo trộn ophiolit cơ sở bao gồm một sự trộn lẫn hổ lốn các đá khác nhau trong một nền bị xén vụn Thành phần thạch học vụn bao gồm các khoáng vật từ ophiolit tách

ra, các trầm tích biển khơi và biển thẳm, đá graywak, và các đá biến chất và núi lửa khác nhau- Các đá nền (matrices) nói chung là serpentinit bị cắt xén Các thể xáo trộn ophiolit có nguồn gốc kiến tạo và được tạo thành trong khi xâm vị ophiolit (ophiolite emplacement)

Các đá siêu mafic bị cắt xén và serpentinit hóa là một thành phần quan trọng trong phần dưới của phần lớn ophiolit Các đá tectonit siêu mafic chủ yếu gồm harzburgit với tính phân phiến rõ rệt và nói chung phân dải theo thành phần Các thấu kính dunit và cromit xuất hiện giữa harzburgit Nằm trên các đá tectonit là các

đá siêu mafic và gabro ly tụ (cumulate) được tạo thành bởi sự kết tinh phân đoạn Các đá này có kiến trúc ly tụ và rất phát triển sự phân dải theo thành phần (compositional banding) Một số ophiolit chứa gabro, diorit và plagiogranit không

ly tụ (non-cumulate) trong phần trên của đới không ly tụ Plagiogranit là tonalit gồm có thạch anh và plagioclas natri với các khoáng vật silicat mafic Chúng

37

thường có kiến trúc mọc xen granophyr và có thể xâm nhập vào trong các gabro phân lớp

Bên trên đơn vị không ly tụ trong ophiolit lý tưởng hóa là « phức hệ dyke

phân tấm » (sheeted dyke complex) Các dyke (thể tường) này có thể cắt qua hoặc

được chuyển dần với các đá không ly tụ Mặc dù hầu hết là các diabas, nhưng các dyke này có thành phần từ diorit đến pyroxenit, và chiều dày dyke thay đổi, phổ

biến từ 1 đến 3 mét Các rìa tôi nguội một hướng (one-way chilled margins) khá

phổ biến trong các dyke phân tấm, điều này nói chung được giải đoán là phản ánh

sự xâm nhập thẳng đứng trong đới rift trục đại dương, nơi mà một dyke được xâm nhập ở trung tâm của dyke kia trong khi thạch quyển tách dãn Sự chuyển tiếp từ các dyke phân tấm đến các basalt cầu gối (pilow basalts) nói chung xuất hiện trên một quãng 50-100m, nơi mà các màn chắn basalt giữa các dyke trở nên phong phú hơn Đơn vị nằm trên nhất của các ophiolit là basalt sống đại dương , xuất hiện như những dòng cấu tạo cầu gối hoặc là các dăm kết vụn thủy tinh (hyaloclastic breccias) Chiều dày của đơn vị này thay đổi từ mấy mét đến 2 km , và các cầu gối tạo thành mạng rỗ tổ ong (honeycomb network) với từng cá thể cầu gối đạt đến 1m chiều ngang Một dyke cắt qua đơn vị basalt cầu gối

Nhiều ophiolit bị phủ bởi các trầm tích phản ánh các môi trường trầm tích biển khơi, biển thẳm hoặc cung Các trầm tích biển khơi (pelagic) bao gồm đá phiến silic (chert) chứa radiolaria, đá vôi chứa hóa thạch màu đỏ, các trầm tích chứa kim loại và các trầm tích biển thẳm Các trầm tích biển thẳm (abyssal) chủ yếu là pelit

và bột kết được trầm đọng trên các đồng bằng biển thẳm và thường có chứng cớ bắt nguồn cả từ lục địa và núi lửa Các đồng bằng biển thẳm phần lớn thường ở lân cận các rìa lục địa thụ động và do đó thu hút đáng kể trầm tích từ các thềm lục địa Một số ophiolit bị phủ bởi graywack và các trầm tích vụn núi lửa có nguồn gốc từ cung

3.2.2 Bối cảnh kiến tạo và sự xâm vị (emplacement) của ophiolit

Các ophiolit được mô tả ở ba bối cảnh kiến tạo: sống giữa đại dương, các bồn sau cung và ở một số trường hợp cả ở các cung đảo chưa trưởng thành (immature island arcs) Sự phân bố các nguyên tố không tương hợp trong phần lớn basalt thể

hiện một thành tố địa hóa chúc chìm (tương đối cạn kiệt Ta và Nb) cho thấy chúng

là các mẫu của vỏ đại dương sau cung Tương đối ít các ophiolit có basalt thể hiện các sự phân bố nguyên tố NMORB

Các ophiolit được xâm vị ở các cung hoặc cá đai tạo núi va chạm bởi ba cơ chế chính :

a) Bổ chồm (obduction) hoặc chồm vảy (thrusting) thạch quyển đại dương lên

trên rìa lục địa thụ động trong một va chạm lục địa

38

b) Bổ chẻ (splitting) phần trên của tấm chúc chìm và bổ chồm tấm vảy chồm

lên trên cung vốn có trước đấy

c) Bổ sung (addition) tấm vỏ đại dương và một lăng trụ bồi kết (accretionary

frism) ở một hệ thống cung

Mặc dù sự trượt trọng lực cũng được xem xét như một phương thức xâm vị ophiolit, nhưng điều này đòi hỏi phải có vùng nguồn nổi cao và một sườn đủ dốc

để có thể trượt nên rất khó xảy ra

Phức hệ biến chất ở đáy các ophiolit có thể đóng một vai trò chính trong sự

xâm vị ophiolit Các đế (sole) biến chất này có nhiều đặc tính phổ biến là :

- Chiều dày nói chung trong khoảng 10-500m

- Chúng trải rộng từ mấy chục đến mấy trăm kilomet

- Phần lớn thể hiện sự giảm nhanh mức độ biến chất từ đỉnh xuống đáy

- Chúng bị biến dạng mạnh và thể hiện sự phân phiến kiến tạo

- Chúng bao gồm các đá núi lửa mafic trộn lẫn với serpentinit và các trầm tích biến chất

Các dữ liệu này phù hợp với nguồn gốc của các đế biến chất là sự tuần tự bổ

sung magma dưới mảng (underplating) và hàn vào đáy ophiolit trong khi nó

chuyển động từ manti trên đến bề mặt Ở một số trường hợp , sự serpentin hóa các

đá siêu mafic cơ sở có thể xuất hiện trước khi xâm vị ophiolit, cho thấy Moho cổ từng đã là một ranh giới serpentin hóa Nguồn nhiệt làm biến chất đế chắc hẳn có

sự kết hợp của nhiệt tàn dư từ manti và sự nung nóng do cắt xén trong khi xâm vị ophiolit Nếu sự giải đoán này đúng thì các ophiolit có thể là các lát dăm do kiến tạo chẻ ra của thạch quyển đại dương nóng

So sánh với các lát cắt địa chuấn của vỏ cung hay đại dương thì phần lớn ophiolit mỏng hơn nhiều(chủ yếu <5km so với 7-10km của vỏ đại dương và 10-15km các cung) Ở một số ophiolit bị biến dạng mạnh thì chiều dày có thể bị

khống chế bởi sự dát mỏng kiến tạo (tectonic thinning) trong khi xâm vị Tuy

nhiên phần lớn ophiolit không bị biến chất nghiêm trọng và có thể đã dày lên trong khi xâm vị Như vậy thì từ đâu mà các ophiolit thực sự đươc đưa đến ? Có lẽ các ophiolit được tách từ manti ở ranh giới giữa quyển mềm và thạch quyển ở vùng lân cận các trung tâm tách dãn, nơi mà thạch quyển đại dương mỏng Ở một bồn đại dương đang khép lại, sự tách thạch quyển có thể xuất hiện khi một sống đại dương

đi vào một đới chúc chìm hoặc trong khi xảy ra một va chạm lục địa – lục địa Nếu

sự tách ra xuất hiện chỉ ở ranh giới giữa quyển mềm và thạch quyển thì không có khả năng bổ chồm các phần thạch quyển đại dương dày hơn (dày đến 150km ở thời điểm chúc chìm), do đó tính ra không có các ophiolit dày hơn 5km

39

3.2.3 Sự tạo thành ophiolit

Mặc dù các chi tiết còn mâu thuẫn nhưng các cơ chế tổng quát thành tạo một chuỗi ophiolit đầy đủ đã đươc hiểu một cách hợp lý Khi áp suất giảm ở quyển mềm dâng lên bên dưới các sống núi đại dương thì lerzolit granat nóng chảy cục bộ

để sinh ra magma basalt Các magma này tụ tập trong các buồng nông(sâu 3-6km)

và trải qua sự kết tinh phân đoạn Các đá siêu mafic và gabro phân lớp tích tụ ở buồng magma, tạo thành phần li tụ của các ophiolit Các harzburgit bị cắt xẻ do kiến tạo là tàn dư còn lại sau khi nóng chảy, chúng bị biến dạng và cắt xẻ mạnh do chuyển động bình lưu (lateral advective motion) của quyển mềm và do sự biến dạng trong khi phân vị Các dyke được ép trồi từ buồng magma tạo thành phức hệ dyke phân tấm và phần nhiều còn phun ra tạo thành dung nham cầu gối ở rift trục

Sự kết tinh phân đoạn trong buồng magma cũng tạo ra các xâm nhập diorit và plagiogranit cục bộ ở phần đỉnh loạt li tụ phân lớp

Các ophiolit Tiền Cambri

Các ophiolit và các trầm tích biển sâu cộng sinh được nhận biết đầu tiên trong

dữ liệu địa chất khoảng 2 tỷ năm Một trong những ophiolit già nhất được nhận biết, trong đó có tất cả các thành tố thiết yếu sắp theo thứ tự địa tầng đúng đắn, là phức hệ Jormua ở Bắc Phần lan Trong các báo cáo về các ophiolit cổ đều thiếu sự ghi nhận có phức hệ dyke phân tấm va harzburgit bị kiến tạo cắt xén Mặc dù có ít ophiolit được ghi nhận và mô tả tốt có tuổi già hơn 1000 triệu năm, đông đảo các biểu hiện ophiolit khác có tuổi trong khoảng 1000-600 triệu năm được biết từ các miền tạo núi Pan-African ở Phi châu và Nam Mỹ và từ các vùng quanh Bắc Đại Tây Dương Các chiều dày của phần lớn các ophiolit Proterozoi muộn được đánh giá khoảng 8km, nhưng phần lớn nhỏ hơn 5km Ranh giới của chúng là các đứt gãy chồm nghịch và có vẻ được xâm vị do bổ chồm Mặc dù mức độ biến chất khá đáng kể nhưng nhiều ophiolit Proterozoi vẫn giữ được các cấu tạo và kiến trúc nguyên sinh Tuy nhiên, phần lớn chỉ là các chuỗi ophiolit từng phần

Cũng như các ophiolit Phanerozoi, phần lớn ophiolit Proterozoi ít nhiều đều có mang dấu ấn địa hóa đới chúc chìm Điều đó nói lên rằng chúng là các mẩu vỏ đại dương liên quan tới cung từ các bồn sau cung hoặc giữa cung