Cấu trúc và các qúa trình hình thành đại dương ( Nhà xuất bản đại học quốc gia hà nội ) - Chương 6 ppt

Các thông tin về thời kỳ phát triển đại dương cổ lịch sử đại dương thế giới chủ yếu được thu thập từ hai nguồn nghiên cứu chính, thứ nhất là những nghiên cứu về hình thái của các bồn đại

CHƯƠNG 6

đại dương Cổ Và Sự BIếN ĐổI MựC NƯớC BIểN

Xét theo thời gian địa chất, các đại dương đều là những đặc điểm địa hình có thời gian tồn tại ngắn trên bề mặt trái đất vì chúng liên tục có sự thay đổi về hình thái và kích thước Hệ thống các dòng hải lưu chuyển động trong lòng đại dương lại càng bất ổn định hơn nữa, các mô hình dòng chảy hiện tại đều được hình thành trong hoàn cảnh mới Sự xuất hiện của dòng Gulf Stream không thể trên 100 triệu năm vì khi đó vùng bắc Đại Tây Dương chưa đủ rộng để tạo ra một hệ thống hoàn lưu sinh ra nó

Các thông tin về thời kỳ phát triển đại dương cổ (lịch sử đại dương thế giới) chủ yếu được thu thập từ hai nguồn nghiên cứu chính, thứ nhất là những nghiên cứu về hình thái của các bồn đại dương dựa trên các kết qủa đo đạc từ trường và dữ liệu liên quan, thứ hai là các nghiên cứu về trầm tích đáy biển, nơi còn lưu giữ lại những sự kiện biến động của lớp nước phủ nằm trên qua nhiều thời kỳ khác nhau trong qúa khứ Đây là một vấn đề nghiên cứu khá quan trọng vì nó liên quan đến sự tồn tại của các quốc gia có đường bờ biển thấp và đặc biệt có ý nghĩa đối với các hoạt động khai thác dầu khí trên rìa lục địa

6.1 Sự PHÂN Bố của các loại TRầM TíCH

Bề dày của các tập tầm tích hình thành nên tầng địa chấn 1 trong cấu trúc lớp vỏ đại dương có sự tăng dần theo khoảng cách so với trục tách dãn

Có thể giải thích như thế nào về điều này?

Đơn giản là vì càng xa trục sống núi lớp vỏ đại dương càng già hơn và đo đó thời gian để các trầm tích lắng đọng và tích tụ lại trên bề mặt lớp vỏ cũng lâu hơn Tại các vùng nằm gần trục sống núi kể cả những vết lõm trên bề mặt địa hình đang bị chia cắt mạnh, các tầng trầm tích không bao giờ có bề dày quá một vài mét Nhưng trái lại, tại các vùng đồng bằng biển thẳm, bề dày của lớp trầm tích che phủ phía trên tăng lên đáng kể tới 1km hoặc hơn nữa là khá phổ biến (hình 2.19) Riêng khu vực đới thềm - sườn - chân lục địa lớp phủ trầm tích có bề dày lớn gấp nhiều lần, trung bình từ 10km trở lên

Hình 6.1 là sơ đồ phân bố của các kiểu trầm tích chính trên đáy đại dương ngày nay, trầm tích tại các vùng đới thềm - sườn - chân lục địa được thể hiện bằng màu trắng Các trầm tích được lắng đọng từ các hạt vật chất lơ lửng ngay

trong đại dương được gọi là trầm tích biển khơi Ngoại trừ các kiểu trầm tích

chỉ xuất hiện ở các vùng cực trái đất thì có thể chia trầm tích biển thành 3 loại chính như sau:

1 Trầm tích vôi sinh học (tức là có nguồn gốc sinh vật) chủ yếu là tập hợp các mảnh vụn còn sót lại từ xương và vỏ của sinh vật phù du sau khi đã chết (các sinh vật sống trôi nổi trong nước biển) có thành phần chính là canxit hoặc aragonit (cacbonat canxi, CaCO3)

2 Trầm tích silic sinh học là các mảnh vụn còn sót lại từ các sinh vật phù du

có cấu tạo bởi silic (SiO2)

3 Trầm tích bùn đỏ bao gồm chủ yếu là các khoáng vật sét xen lẫn ít vật liệu sinh học Màu đỏ của trầm tích là do sự có mặt của một lượng nhỏ ôxít sắt Trong thành phần của trầm tích có thể tìm thấy các hạt mịn có nguồn gốc từ qúa trình phong hóa và xói mòn lục địa được sóng và dòng chảy mang ra vùng đáy sâu đại dương hoặc các sản phẩm tro núi lửa sinh ra từ các vụ phun trào lớn di chuyển theo gió và rơi xuống đại dương hay các hạt vật liệu có nguồn gốc từ các

vụ nổ thiên thạch trong khí quyển Nhưng nói chung, tốc độ trầm đọng của nguồn vật liệu vũ trụ gần như không đáng kể chỉ khoảng 0,1 - 1,0 mm/triệu năm

Các hợp phần sinh học có mặt trong trầm tích bùn đỏ có thể là canxi hoặc silic hoặc cả hai Trong thành phần trầm tích sinh học vôi có thể chứa chút ít các vật liệu silic đã bị pha tạp và cả hai loại trầm tích vôi và silic đều chứa một lượng sét nhất định nào đó Các loại trầm tích sinh học biển khơi còn được gọi chung là ooze, tức là trầm tích bùn sinh học Đây là thuật ngữ diễn tả bản chất của nó, tuy nhiên ngày nay thuật ngữ này ít được sử dụng

Sự phân bố các kiểu trầm tích khác nhau bị chi phối chủ yếu bởi 3 yếu tố tương quan: 1 mối qan hệ giữa khí hậu và dòng chảy; 2 sự phân bố của các chất dinh dưỡng và năng suất sinh học trên bề mặt nước; 3 Khả năng hòa tan của canxit và silic trong qúa trình lắng chìm của các mảnh vụn sinh vật xuống đáy biển Mức độ hòa tan của canxi cacbonat giảm theo độ sâu vì thế mà ở đáy các vùng biển sâu hiếm khi tìm thấy loại trầm tích này, nhưng tại các vùng sống núi ngầm đại dương chúng lại khá phổ biến Ngoài ra sự hoà tan của canxi cacbonat còn phụ thuộc vào nhiệt độ, đặc biệt nó rất dễ bị hoà tan trong nước lạnh, điều này dẫn đến sự thống trị của các trầm tích silic tại các vùng đáy đại dương nằm

theo khoảng cách xa dần đỉnh trục sống núi và bao phủ kín hệ thống các dòng thủy nhiệt nằm bên dưới Tại các phần dưới của lớp phủ trầm tích này, hoạt

động của dung dịch thủy nhiệt ấm có thể dẫn đến những qúa trình biến đổi và tái kết tinh ngay trong trầm tích

Hình 6.1: Sự phân bố của các kiểu trầm tích chính trên đáy đại dương ngày nay

Như đã biết, hoạt động của các dòng thủy nhiệt gần như bị chấm dứt hoàn toàn trong lớp vỏ đại dương có tuổi khoảng 70 triệu năm Vì vậy, khả năng xuất hiện các hoạt động nhiệt dịch trong vùng rìa lục địa là rất hữu hạn bởi lớp vỏ đại dương ở đây thường có tuổi già 70 triệu năm (hình 3.6) Vào những năm 1980, những phát hiện đầu tiên về một nhón sinh vật chỉ phát triển ở vùng trục sống núi tại miền rìa lục địa đã gây ngạc nhiên lớn cho các nhà nghiên cứu biển Nhóm sinh vật này được nuôi dưỡng bởi nguồn hydrosulfua và hydrocarbua được sinh ra từ qúa trình phân hủy yếm khí các vật chất hữu cơ trong hệ tầng trầm tích bị ép nén

Trở lại mục 3.2, chúng ta thấy các trầm tích muối được hình thành chủ yếu trong giai đoạn đầu của qúa trình tiến hóa đại dương, sau đó mới bị chôn vùi dưới các tầng trầm tích dày vùng đới thềm - sườn - chân lục địa Do có tỉ trọng nhỏ hơn lớp phủ trầm tích nằm trên và khả năng bị biến dạng dẻo dưới ảnh hưởng của áp suất, lớp trầm tích muối có thể trồi lên xuyên qua tầng trầm tích

tạo thành các cột muối thẳng đứng như trong mặt cắt hình 6.2 Những cột và vòm muối này chính là nơi cung cấp nguồn hydrocarbua cho hoạt động khai thác vì đó là khu vực tích tụ của các túi dầu khí trong trầm tích

Nhiều vết tích địa chất còn lưu lại trên lục địa (đặc biệt là trong tầng trầm tích của phức hệ ophiolit) cũng cho thấy qúa trình hình thành của các tầng trầm tích muối trên đáy đại dương bắt đầu từ khi đại dương mới ra đời và phát triển ở nhiều mức độ khác nhau theo từng giai đoạn Bản thân các trầm tích sinh học cũng có những sự biến đổi tương tự tùy thuộc theo sự phát triển của các nhóm sinh vật theo thời gian

Hình 6.2: Hình ảnh các vòm muối dâng trồi bên dưới tầng trầm tích phía

đông Louisiana (vịnh Mexico) Một số vòm nằm dưới đáy tầng trầm tích

có thể xuyên lên tới độ cao trên 10.000m (theo tỉ lệ phóng đứng) Đây là

hiện tượng khá phổ biến ở nhiều vùng thềm lục địa

6.1.1 Các nghiên cứu về trầm tích và cổ hải dương học

Rất nhiều thông tin khác nhau liên quan đến diễn biến và thời gian xảy ra các sự kiện lịch sử lớn trong qúa trình phát triển tiến hóa của một đáy đại dương

có thể thu thập được từ việc nghiên cứu các trầm tích trên đáy biển và những hóa thạch sinh vật còn được bảo tồn trong chúng Có thể trích dẫn một trường hợp nghiên cứu cụ thể sau: nghiên cứu về sự hình thành của dòng hải lưu Nam cực

Dòng hải lưu Nam cực là một trong những hệ thống dòng chảy chính trong

đại dương có hướng chảy về phía đông rồi vòng quanh Nam cực Hệ thống dòng chảy này chịu sự chi phối của hướng gió tây thịnh hành của vùng Nam cực, vì

vậy nó còn có tên gọi là dòng chảy gió hướng tây Độ sâu hoạt động của dòng

chảy là từ 3000-4000m và sự tồn tại của nó chính là nhờ vùng nước sâu bao quanh Nam cực Nhưng rất có thể hệ thống dòng hải lưu này chỉ mới xuất hiện sau khi các châu lục phía nam bị tách ra khỏi châu Nam cực Hình 3.1 cho thấy,

các lục địa phía nam bị tách ra vào nhiều thời điểm khác nhau, nhưng đều muộn hơn 170 triệu năm Trong khi Châu úc và Nam cực bị phân tách bởi một

đáy đại dương có tuổi nhỏ nhất là 55 triệu năm thì tuổi của đáy đại dương hình thành giữa Châu Nam Mỹ và Nam cực mới chỉ có 20 triệu năm (hình 3.6) Tuy nhiên, có bằng chứng cho thấy trước đó xung quanh Nam cực đã có vùng nước nối thông với đại dương Đó là sự phát triển rộng rãi của một số loài sinh vật biển trong vùng nước này Nhóm loài sinh vật được biết đến đầu tiên thuộc giống

foraminifera có tên khoa học là Guembelitria - một loài vi sinh vật phù du có

chiều dài cực đại là 0,15mm (hình 6.3) Lúc đầu, vị trí phân bố địa lý của nhóm

vi sinh vật này chỉ giới hạn ở một phần diện tích của vùng đại dương cổ phía nam Nhưng sau đó người ta đã tìm thấy những dấu vết hóa thạch của chúng trong khắp các tầng trầm tích bao quanh Nam cực, đánh dấu cho một thời kỳ phát triển mới của vùng Nam Đại Dương khi bắt đầu có sự lưu thông tự do với các vùng đại dương lớn

Hình 6.3: Các mảnh vỏ cứng có cấu tạo bởi canxi cacbonat của

Guembelitria, một loài foraminifera phù du có chiều dài khoảng 0,15mm

Foraminifera là một tổ chức sinh vật đơn bào có thể sống trôi nổi trong

các tầng nước hoặc sống bám đáy

Vào Oligoxen sớm (cách đây khoảng 35 triệu năm) Guembelitria chỉ phát

triển trong một vùng giới hạn nằm giữa Nam cực và Châu úc được gọi là “vịnh Australia”, ngoài ra chúng không xuất hiện ở các vùng Nam Đại Dương khác, vì vậy trong các trầm tích có tuổi Oligoxen sớm ở nam bán cầu không tìm thấy dấu vết của loài sinh vật này Nhưng vào đến Oligoxen giữa, tức là cách đây khoảng

30 triệu năm, bức tranh phân bố của Guembelitria đã có nhiều thay đổi lớn như

trên hình 6.4 Qua đó cho phép chúng ta có thể dự đoán sự ra đời của hệ thống dòng hải lưu Nam cực mặc dù qúa trình tách dãn đáy biển xảy ra ở vùng eo biển Drake nằm giữa Nam cực và Nam Mỹ mới chỉ bắt đầu cách đây khoảng 20 triệu năm theo như hình minh họa 3.6

Vậy Guembelitria có thể vừa phát triển rộng về phía đông tới vùng biển Tasman do sự phân tách của hai lục địa Châu úc và Nam cực, vừa vươn tới vùng biển Nam Phi do sự tách dãn về phía tây của lục địa này? và không nhất thiết đòi hỏi sự hình thành của eo biển Drake?

Điều này có thể xảy ra nhưng không dễ bởi các bằng chứng thu thập được từ qúa trình nghiên cứu trầm tích biển và lục địa đều cho thấy sự phân bố của các

đai khí hậu toàn cầu và hệ thống gió thịnh hành gần như có sự trùng nhau về mặt vĩ độ địa lý và không thay đổi cho đến ngày nay Vì vậy khu vực thịnh hành của hướng gió tây là các vùng nằm gần vĩ độ 60o nam, cho nên khả năng trôi dạt thụ động của nhóm các sinh vật phù du về hướng tây ngược với các dòng chảy gió trên bề mặt biển là rất hãn hữu

Nhưng chúng ta sẽ giải thích như thế nào về sự phát triển của Guembelitria theo hướng đông, bao quanh Nam cực trước khi eo biển Drake được hình thành (tính theo dữ liệu tuổi của đáy biển) 10 triệu năm?

Guembelitria là một loài sinh vật phù du sống trong tầng nước mặt, do vậy

tại những vùng kênh đào nông có độ sâu chừng vài trăm m cũng đủ để chúng có thể di chuyển theo các dòng chảy bề mặt quanh lục địa Những kênh đào như vậy có thể được hình thành bởi qúa trình nứt vỡ và trôi dạt lục địa mà không nhất thiết kèm theo qúa trình tách dãn đáy biển như kiểu eo biển Drake

Các nghiên cứu vùng eo biển Drake cho thấy cách đây 23 triệu năm, eo biển này vẫn chưa phát triển rộng cực đại, do vậy sự hình thành của các vùng nước sâu trong khu vực sẽ phải muộn hơn, ít nhất cũng vào khoảng 18 triệu năm khi

đó hệ thống dòng hải lưu Nam cực không thể có đủ khả năng để hoạt động dưới tầng nước sâu đến 4.000m như ngày nay

Hình 6.4: Hình thái vùng nam đại dương cách đây khoảng 30 triệu năm,

hướng mũi tên màu đỏ chỉ sự phát triển của Guembelitria và hướng mũi

tên đầu trắng cho thấy sự hình thành của dòng hải lưu Nam cực Vị trí

các ký hiệu bằng chữ số là nơi tìm thấy các hóa thạch Guembelitria

trong trầm tích Oligoxen giữa

Hình 6.5 thể hiện những sự kiện biến đổi được ghi nhận qua việc nghiên cứu trầm tích tại các vùng phụ cận Tasmania khi "vịnh Austral" được hình thành và

nước biển từ hướng tây xâm nhập vào vùng biển Tasman Trên hình vẽ là bốn mẫu lõi khoan trầm tích có tuổi từ 40-60 triệu năm được lấy lên từ đáy biển tại các vị trí như trên sơ đồ hình vẽ ở góc bên phải Các đường thẳng kéo ngang giữa các cột địa tầng là ranh giới tuổi tương đối của các phần địa tầng nằm trong cột

được xác định qua việc phân tích tuổi hóa thạch trong trầm tích Vị trí các đường zic- zac là những khoảng thời gian gián đoạn không thể xác định được (được gọi

là các bất chỉnh hợp) do sự vắng mặt của trầm tích hoặc có thể do chúng đã bị bào mòn sau khi hình thành Một điều đáng chú ý là bề dày lớp phủ trầm tích tại 4 vị trí lấy mẫu hoàn toàn không giống nhau mặc dù khoảng cách giữa các vị trí không qúa xa Lớp vỏ dại dương bazan ở phần phía đông Tasmania (vị trí 283) có tuổi Paleoxen (tức là khoảng 64 triệu năm) trong khi sự hình thành của các vùng nước sâu trong khu vực này lại vào Eoxen (tức là khoảng 50 triệu năm)

Câu hỏi 6.1 (a) Dựa vào đâu để có thể cho phép đưa ra những suy luận trên

từ hình 6.5

(b) Sự khác nhau giữa cột địa tầng số 281 với ba cột còn lại như thế nào? (c) Xác định các tầng trầm tích hiện đại trong bốn cột địa tầng trên?

Hình 6.5: Bề dày và tuổi của các tầng trầm tích tại bốn địa điểm khoan

nằm trong dự án DSPS gần khu vực Tasmania (bản đồ góc hình vẽ) Vị

trí mực nước biển ngày nay được ghi trên đầu mỗi cột địa tầng Các

đường thẳng là ranh giới tuổi tương đối giữa các tầng trầm tích Các

đường zic-zac là ranh giới các bất chỉnh hợp xuất hiện trong địa tầng đã

được ghi nhận (đó là các thời kỳ gián đoạn hoặc bào mòn của trầm tích)

Như vậy, các nghiên cứu về trầm tích (hình 6.5) cho thấy cách đây 38 triệu năm (tức là vào Oligocen) “vịnh Austral” đã là một vùng nước sâu lớn với sự phát triển của các trầm tích silic trong tầng trầm tích đáy (cột địa tầng số 280), còn

các nghiên cứu về sự phân bố của Guembelitria thì cho thấy vùng biển Tasman

được khai thông với vịnh Autral sau đó khoảng chừng xấp xỉ 8 triệu năm Qua trường hợp nghiên cứu cụ thể này, có thể thấy các nhà địa chất đã dựa vào nhiều nguồn dữ liệu nghiên cứu khác nhau để xây dựng nên các bức tranh dòng chảy xảy ra trong từng giai đoạn từ qúa khứ đến hiện tại Việc có được các thông tin nghiên cứu trầm tích dồi dào sẽ giúp cho qúa trình phục hồi các bức tranh dòng chảy trở nên ngày càng chính xác

Tuy nhiên, một vấn đề nghiên cứu khác mà chúng ta không thể bỏ qua trong qúa trình nghiên cứu sự phát triển của đại dương là sự dao động cục bộ và toàn cầu của mực nước biển trong những khoảng thời gian khác nhau và nguyên nhân gây ra những biến đổi đó Có thể nói, đây là một yếu tố có vai trò khá quan trọng trong sự tiến hóa của đại dương

6.2 Sự BIếN ĐổI của MựC NƯớC BIểN

Trước khi đi vào nội dung chính, chúng ta cần phân biệt rõ hai khái niệm

sau để tránh nhầm lẫn Đó là hình thái bề mặt biển, như đã trình bày trong các mục 1.2.1 và 2.6 và mực nước biển bề mặt theo sự quan trắc và đo đạc dọc theo

đường bờ Những biến đổi về địa hình của đáy đại dương (và biểu hiện của nó

trên bề mặt geoid) chỉ có thể nhận biết được trên quy mô thời gian lớn khoảng

106 - 107 năm trong khi sự dao động của mực nước biển lại diễn ra trong khoảng thời gian ngắn hơn cỡ 103 - 104 năm Vì vậy, chúng ta có thể giả thiết rằng hình thái bề mặt biển gần như không biến đổi, sự biến đổi đáng quan tâm nhất chính

là độ cao của mực nước biển

Mực nước biển là mực nước ở trạng thái cân bằng ổn định Nói một cách đơn giản, đó là mực nước hình thành khi các bồn trũng đại dương nằm giữa các khối lục địa bị lấp đầy nước mặn tại một thời điểm nhất định nào đó Về mặt lý thuyết, nếu giữa các đại dương có sự lưu thông với nhau thì sẽ tồn tại một mực nước biển trung bình chung Do vậy, bất kỳ một sự thay đổi nào về khối lượng nước trong một đại dương cũng sẽ ảnh hưởng tới mực nước biển trong các đại

dương khác và những biến đổi mực nước đó trên quy mô toàn cầu được gọi là sự dao động mực nước biển chân tĩnh.

Độ cao cân bằng ổn định của mực nước biển được quyết định bởi:

1 Thể tích khối nước trong các đại dương và thể tích này phụ thuộc vào: (a) Lượng nước xâm nhập vào đại dương từ các nguồn mưa tuyết, sông ngòi, nước ngầm, băng tan và hoạt động phun trào núi lửa

(b) Lượng nước thoát ra khỏi đại dương do bay hơi và kết băng

(c) Nhiệt độ nước biển và khối lượng các chất hòa tan, lơ lửng trong đại dương

2 Hình dáng của bồn chứa (được thể hiện trên đường cong độ cao-sâu hình 2.4) được xác định dựa vào:

(a) Bề dày và diện tích vỏ lục địa trên toàn cầu

(b) Trạng thái nhiệt tương đối (hay tỉ trọng) của vỏ lục địa và vỏ đại dương (nhất là thể tích các sống núi ngầm còn đang tách dãn)

(c) Khối lượng nước và trầm tích trong đại dương, khối lượng của chúng phủ lên vỏ đại dương

Hình 6.6: Sự biến đổi mực nước biển trung bình ở Esbjerg (Đan Mạch),

1889 – 1962 (a) Xu hướng dâng liên tục (trong thời gian dài) của mực

nước biển (đường màu xanh) theo các dao động tàn dư thu được từ (b)

những số liệu đo đạc đã được chỉnh lý theo (c) sự biến đổi trung bình

hàng năm của áp suất không khí và (d) các dao động dài của thủy triều

gây ra bởi các yếu tố thiên văn và quỹ đạo quay của trái đất

Câu hỏi 6.2 (a) Dựa vào danh mục các yếu tố vừa nêu trên, hãy xác định xem yếu tố nào có khả năng gây tác động mạnh nhất đến tổng thể tích nước biển trong các đại dương?

(b) Thể tích giãn nở của nước là 2,110 C, nếu không tính sự tăng giảm khối lượng nước do qúa trình đóng và tan băng thì tổng thể tích nước trong các

đại dương sẽ biến đổi ra sao khi nhiệt độ trung bình của nước biển tăng lên 1 0

6.2.1 Sự biến đổi của mực nước biển theo quy mô thời gian khác nhau

Mực nước biển thường chịu ảnh hưởng của một số biến động ngắn hạn, trong

đó có nhiều qúa trình xảy ra với cường độ lớn Đó là các dao động mực nước gây

ra bởi các yếu tố như thủy triều, sóng gió, sự biến đổi khí áp, sóng thần, lũ lụt và thậm chí là do sự đi lại của tàu thuyền

Mặc dù các dao động này có thể gây ra những biến đổi mực nước cao trên

10m, người ta vẫn có thể xác định được mực nước biển trung bình và đo đạc được

những dao động của nó ở mức độ 1mm/năm

Những dao động mực nước xảy ra trong qúa khứ gần tại một đoạn đường bờ nhất định có thể được xác định dựa vào các phân tích dữ liệu đo đạc thủy triều Tuy nhiên đây là một nhiệm vụ phức tạp vì yêu cầu phải xét đến hàng loạt những biến động mực nước theo mùa và ngẫu nhiên cùng với những dao động thủy triều mang tính đều đặn, trước khi đưa ra một giá trị biến đổi mực nước

áp có thể dao động từ 930mbar hoặc thấp hơn khi xuất hiện các xoáy thuận mạnh (áp thấp) tới 1080mbar hoặc cao hơn khi xuất hiện xoáy nghịch mạnh Trận lụt lớn xảy ra ở vùng Biển Bắc vào năm 1953 là do ảnh hưởng cùng lúc của thủy triều cao kết hợp với gió mạnh và áp thấp Nói chung với sự biến đổi trung bình năm của áp suất khí quyển ở mức 10mbar cũng đủ để chúng ta phải xem xét khi tính toán những dao động mực nước gây ra bởi yếu tố khí quyển như thể hiện trên hình 6.6

Câu hỏi 6.3 Độ dâng cao trung bình hàng năm của mực nước biển ở Esbjerg trong quãng thời gian được xác định như trên hình 6.6 là bao nhiêu?

Xu thế biến đổi của mực nước thể hiện ở hình 6.6 một phần là do sự tan chảy liên tục của các con sông băng và lớp băng phủ do ảnh hưởng của sự nóng lên toàn cầu, và một phần là do sự giãn nở nhiệt bởi sự tăng cao nhiệt độ của lớp nước biển bề mặt (xem câu hỏi 6.2(b)) Tính theo thời gian địa chất, những biến thiên nhiệt độ toàn cầu vẫn liên tục diễn ra không ngừng ở các cấp độ và quy mô khác nhau qua nhiều thời đại Có thể nói rằng, ngày nay sự tăng cao nhiệt độ trên toàn cầu còn chịu ảnh hưởng thêm của khí hậu “nhà kính” gây ra bởi cacbon dioxit và các khí khác thải khác thoát ra từ việc đốt cháy các nhiên liệu hóa thạch và sự suy giảm khả năng hấp thụ cacbon dioxit của tầng sinh quyển

do tình trạng phá rừng Những nguy cơ lũ lụt gây ra bởi sự dâng cao không ngừng của nước biển có thể đặt những vùng dân cư ven bờ vào những mối hiểm họa lớn

Tuy nhiên, tốc độ dâng cao của mực nước biển ngày nay có thể bị làm chậm lại khi mà nhu cầu sử dụng nước ngày càng tăng do sự phát triển của dân số và qúa trình đô thị hóa, công nghiệp hóa tăng mạnh Nhờ vệc xây dựng các hồ chứa

và dự án hệ thống tưới tiêu thủy lợi (khiến một phần nước được thẩm thấu xuống đất), một khối lượng lớn nước mưa và nước sông đã bị chặn lại không thoát được ra biển Khối lượng nước này ước tính khoảng 375km3/năm vào giai

đoạn giữa thập niên 1980 và là phần bổ sung đáng kể vào tổng lượng nước ngọt trong chu trình thủy văn

Hình 6.7 thể hiện một số các kết quả tính toán dựa vào trữ lượng nước đã biết và chưa biết (theo kết qủa ước tính) trong các ao hồ và hệ thống thủy lợi trên toàn thế giới đồng thời minh họa tác động của khối lượng nước này tới tốc

độ dâng của mực nước hàng năm

Từ các dự báo mực nước trong tương lai, chúng ta hãy quay lại việc xem xét những biến đổi mực nước biển trong qúa khứ Sự dâng cao không ngừng của mực nước biển hiện tại chỉ là một phần của xu thế phát triển chung trong tiến trình biến đổi mực nước từ gần 20.000 năm qua Trong qúa trình lịch sử lâu dài đó, mực nước biển đã bị dâng lên và hạ xuống nhiều lần trong các khoảng thời gian khác nhau từ hàng nghìn năm đến hàng triệu năm

Hình 6.7: Tốc độ suy giảm của mực nước dâng trên toàn cầu trong

khoảng thời gian từ 1932 đến 1982 do ảnh hưởng của lượng nước bị lưu

giữ trong các hồ chứa và hệ thống thủy lợi Đường đồ thị (c) biểu diễn sự

biến đổi của mực nước dâng toàn cầu theo bảng số liệu đã được xuất

bảng năm 1982 và kết qủa ngoại suy Đường (a) là công suất chứa của

các hồ lớn trên thế giới Đường (b) là khối lượng nước theo ước tính

trong các hồ chứa nhỏ và hệ thống thủy lợi Đường (d) là tổng của (a) +

(b) + (c) để cho thấy những biến đổi của mực nước dâng khi không có

các hoạt động lưư giữ nước

Câu hỏi 6.4 (a) Hãy đánh giá tốc độ dâng cao của mực nước biển cho khoảng thời gian từ 1932 - 1982 qua các đồ thị (c) và (d) trên hình 6.7 và so sánh với đáp

số trong phần trả lời câu hỏi 6.3

(b) Khó khăn cho câu trả lời ở phần (a) là gì?

6.2.2 Sự dâng cao của mực nước biển sau băng hà

Trong lịch sử Trái đất đã có một vài lần mũ băng ở hai cực phát triển rộng tới các vùng vĩ độ cao Lần gần đây là sự kiện “băng hà” xảy ra vào thời kỳ Đệ tứ (cách đây khoảng 2 triệu) và hiện vẫn có thể chưa kết thúc Xuất hiện trong thời kì này là một vài chu kỳ băng hà độc lập, mỗi chu kỳ bao gồm các đợt tạo băng

mở rộng sau đó lại tan băng và co về như cũ của các mũ băng đỉnh cực Chu kỳ cuối cùng kéo dài trong quãng thời gian cách đây khoảng 120.000 năm đến 20.000 năm ảnh hưởng của những đợt tan băng trên lên mực nước biển đã được ghi nhận cụ thể tại nhiều nơi trên thế giới

Khởi đầu của qúa trình dâng cao mực nước liên quan tới giai đoạn đầu của qúa trình tan băng lục địa diễn ra tương đối nhanh trong quãng thời gian cách

đây khoảng 18.000 năm, sau đó chậm dần lại với tốc độ khoảng 0,2mm/năm vào thời điểm cách đây khoảng 6000 năm và vẫn tiếp tục giảm dần cho tới ngày nay (hình 6.8) Các hình 6.6 và 6.9 cho thấy những biến đổi của mực nước dâng hiện

đại đã được ghi nhận tại các vùng bờ phía nam của Bắc Hải Cùng với sự tăng lên của thể tích nước biển do băng tan, qúa trình lún chìm lâu dài của vùng đáy biển phía nam của Bắc Hải cũng là một phần nguyên nhân gây ra sự dâng cao không ngừng của mực nước, đồng thời còn tạo ra lớp phủ trầm tích có bề dày đạt tới 1000m/một triệu năm Tuy nhiên, việc ghi nhận những biến đổi của mực nước sau băng hà xung quanh khu vực này thường bị chi phối thêm bởi các yếu

tố địa phương, do vậy để xây dựng một hệ thống quy chiếu chuẩn làm cơ sở cho việc đo đạc và chỉnh lý số liệu mực nước ở những nơi khác là điều không dễ dàng

Hình 6.8: Ghi nhận mực nước ở một số khu vực trên thế giới dựa trên kết

qủa phân tích đồng vị 14 C các mẫu than bùn và vỏ sinh vật biển nước

nông Tất cả các mẫu đều được lấy ở những khu vực có vỏ trái đất ổn

định, những chuyển động kiến tạo lớn dường như không xảy ra Tuy

nhiên, do sự phân bố rời rạc của số liệu nên ở đây chỉ thể hiện được xu

thế biến đổi chung mà không xác định được đường cong biến đổi mực

nước toàn cầu

Câu hỏi 6.5 Hãy xác định những vùng có mực nước tiếp tục dâng tại khu vực biển trên hình 6.9 và giải thích tại sao tại phần lớn các vùng biển bao quanh bán

đảo Scandinave lại có xu hướng hạ thấp?

áp lực tăng cao do khối lượng nước được giải phóng từ qúa trình tan băng đổ

về đại dương đè lên lớp vỏ đại dương và vùng thềm lục địa đã khiến các khu vực rìa lục địa rơi vào trạng thái biến đổi phức tạp Ngay giữa lòng đại dương có thể quan sát thấy sự dâng lên của bề mặt nước biển (so với vùng ven đảo), nhưng qúa trình dâng này xảy ra tương đối chậm so lưu lượng nước đổ về đại dương Nguyên nhân chính là do tải trọng bổ sung của lượng nước hồi lưu đã gây ra qúa trình nhấn chìm đẳng tĩnh vỏ đại dương

Nhưng thực tế, việc phân tách ảnh hưởng của qúa trình cân bằng đẳng tĩnh cục bộ lên những biến đổi mực nước chân tĩnh (những biến đổi mực nước biển

được xác định trên toàn cầu) trong qúa trình ghi nhận các biến đổi mực nước sau băng hà là điều hoàn toàn không dễ dàng

Hình 6.9: Tốc độ biến đổi hàng năm của mực nước biển ngày này tại khu

vực biển phía tây bắc Châu Âu Các đường đồng đẳng thể hiện tốc độ

dâng (số dương) và hạ (số âm) của mực nước tính theo đơn vị mm/năm

6.2.3 Các dao động mực nước trong Đệ tứ

Quay trở lại thời kỳ Đệ tứ, những dữ liệu thu thập được trong giai đoạn này không đủ để xác định mức độ ảnh hưởng của các hoạt động cân bằng đẳng tĩnh tới sự biến đổi của mực nước biển Vì vậy, để đơn giản hóa các nghiên cứu về dao dộng mực nước chủ yếu chỉ bám những dấu vết biến đổi mực nước "chân tĩnh" (mực nước trung bình trong các đại dương thế giới) để giải quyết Đó là những biến đổi khí hậu xảy ra trong kỷ Đệ tứ có liên quan đến các giai đoạn đóng băng

và tan băng trong suốt hai triệu năm qua

Dựa vào một phương pháp phân tích ra đời từ những năm 1960, có khả năng cho biết nhiệt độ nước biển trong qúa khứ, người ta đã mở rộng việc ứng dụng nó trong qúa trình nghiên cứu các dao động của mực nước Nguyên lý của phương pháp này là dựa vào sự kết hợp khác nhau giữa hai đồng vị ôxy 18Ovà 16O trong canxi cacbonat (CaCO3), một hợp chất mà rất nhiều các tổ chức sinh vật biển sử dụng để tạo nên các cấu trúc phần cứng trong xương và vỏ của chúng

Hình 6.10: Thành phần đồng vị ôxy (so mẫu chuẩn) của loài foraminifera

phù du có tên khoa học là Globigerinoides sacculifera trong mẫu lõi

khoan có chiều dài 1600cm tương ứng với bề dày thời gian khoảng gần 1

triệu năm Kết qủa biểu diễn ở đây không phải là các giá trị tỉ số đơn

giản mà được tính theo đơn vị  18 O (xem bài viết) Đồ thị được xây dựng

dựa trên việc nghiên cứu các loài foraminifera (sống bám đáy) tồn tại

cùng thời gian và có hình dạng gần tương tự Đỉnh đồ thị tương ứng với

khoảng thời gian cách đây 123.000 năm cho thấy độ dâng cao cực đại

của mực nước biển vào thời kỳ gian băng cuối cùng, và chân đồ thị ứng

với độ sâu lõi khoan khoảng 50cm tính từ trên xuống cho thấy mực nước

biển cực tiểu vào thời kỳ băng hà cuối cùng mới xảy ra gần đây Phần tô

đen phía bên phải là khoảng cách giữa các cực dương trong trường Trái

đất (kỳ Brunhes) và phần trắng bên dưới là khoảng cách giữa các cực

âm xảy ra trước đó (kỳ Matuyama) Việc so sánh với thang bậc thời gian

theo những biến đổi các cực từ trường Trái đất đã giúp cho việc định

tuổi trầm tích trong mẫu lõi khoan này và các mẫu lõi khoan trầm tích

khác được chính xác hơn

Các đồng vị ôxy và tỉ số 18

O/ 16

O: ôxy có ba đồng vị bền vững với khối lượng

nguyên tử tương ứng là 16, 17 và 18 Trong thành phần của ôxy tự nhiên, 16O chiếm tới 99,763% trong khi 18O chỉ chiếm nhiều nhất là 0,204% Các nghiên cứu

về đồng vị ôxy chủ yếu chỉ dựa vào sự chênh lệch rất nhỏ giữa các giá trị tỉ số

18O/16O trong các mẫu khác nhau Tuy nhiên, nhờ phương pháp phân tích khối phổ, người ta có thể đo đạc một cách chính xác tỉ số này với sự khác nhau rất ít

Để tìm hiểu phép phân tích định lượng bằng khối phổ, trước hết chúng ta hãy tìm hiểu các qúa trình tự nhiên đã dẫn đến các tỉ số đồng vị ôxy khác nhau

Đó chính là qúa trình tổng hợp ôxy từ nước biển của một số tổ chức sinh vật để tạo thành phần xương cứng canxi cabonat Tùy thuộc vào điều kiện nhiệt độ của nước, lượng 18O và 16O mà các sinh vật hấp thụ có tỉ lệ khác nhau: nhiệt độ càng thấp, tỉ số 18O/16O trong lớp vỏ canxi cacbonat càng cao

Như vậy, phương pháp phân tích khối phổ cũng là phương pháp có khả năng xác định được nhiệt độ của nước biển trong qúa khứ và nó đặc biệt thích hợp khi

áp dụng phân tích các loài sinh vật có sự phân bố rộng rãi Chẳng hạn như đối với Foraminifera, một loài sinh vật phù du phát triển khá phong phú và rộng rãi, có cấu tạo các phần cứng là canxi cacbonat, trong đó chủ yếu là các loại canxit khác nhau

Dựa vào việc xác định thành phần đồng vị ôxy trong khung xương canxit của các loài foraminifera được bảo tồn trong tầng trầm tích Đệ tứ trên đáy đại dương (tại những khu vực mà xác của chúng bị chìm xuống và lắng đọng lại sau khi chết) ta có thể biết được những dao động về nhiệt độ của bề mặt nước biển Từ đó suy ra các giai đoạn băng hà và qúa trình biến đổi chân tĩnh của mực nước biển (hình 6.10) Kết qủa thu được thể hiện trên hình 6.10 thực tế không đơn giản như vậy, để bức tranh minh họa ở đây dễ hiểu hơn, các nhà nghiên cứu đã dùng phương pháp loại bỏ những suy luận thiếu tính logíc dựa trên các cơ sở khoa học khác nhau

Các nhận định ban đầu đều cho rằng sự khác nhau về giá trị tỉ số 18O/16O giữa các loài forominifera phù du là do điều kiện nhiệt độ nước biển tầng mặt nơi chúng sinh sống không giống nhau.Nhưng kết qủa phân tích hóa thạch các loài foraminifera sống bám đáy (tìm thấy trong tầng trầm tích Đệ tứ) cũng cho thấy những sự khác nhau khá lớn về thành phần đồng vị ôxy giữa chúng Xét ở khía cạnh nào đó, điều này tỏ ra bất hợp lý vì nhiệt độ nước biển tầng đáy đại dương không thể có sự biến thiên lớn đến như vậy nếu vẫn dựa theo cánh suy luận trên

Nhiệt độ nước biển nói chung trên các đáy đại dương ngày nay gần như chỉ

xê dịch trong phạm vi từ 0 - 20C Giả sử (nhưng nhiều khả năng xảy ra) nếu nhiệt độ nước biển không có sự thay đổi lớn qua các đợt tạo băng và tan băng khác nhau trong Đệ tứ thì dựa trên cơ sở nào có thể giải thích được sự khác nhau giữa các tỉ số đồng vị ôxy có trong thành phần canxit của cả hai loài sinh vật sống bám đáy và phù du?

Để trả lời câu hỏi trên, chúng ta hãy bắt đầu từ việc xem xét lại hàm lượng các đồng vị ôxy trong nước Như đã biết, ôxy chiếm tới 90% trọng lượng của nước

và 16O nhẹ hơn 18O Do vậy, trong nước bốc hơi thường có xu hướng giàu các phân

tử nước chứa đồng vị ôxy nhẹ (H216O) và nghèo các phân tử chứa đồng vị ôxy nặng (H218O) so với nước chưa bị bốc hơi (ví dụ ở đại dương) Khi hơi nước ngưng

tụ lại thành giọt đã xảy ra qúa trình phân chia đồng vị ở mức độ nhỏ theo chiều ngược lại, tức là trong hơi nước ngưng tụ thành hạt mưa sẽ chứa nhiều phân tử