CẤU TRÚC và các qúa TRÌNH HÌNH THÀNH đại DƯƠNG

Hình thái của Đại Tây Dương được xác định trong bản đồ của Halley không hoàn toàn trùng khớp với những bản vẽ được thực hiện trước đó 200 năm, vị trí các đường bờ ở đây đã được biểu diễn

Đại học Quốc gia Hà nội Trường đại học khoa học tự nhiên

Joan Brown, Angela Colling, Dave Park,

John Phillips, Dave Rothery và John Wright

2.1 Đặc điểm chính của đáy đại dương 30

2.2.1 Rìa lục địa ổn định 32 2.2.2 Rìa lục địa địa chấn và các cung đảo 33 2.3 Sống núi đại dương 36 2.3.1 Hình thái của các sống núi đại dương 36 2.3.2 Mối tương quan tuổi và độ sâu của các sống núi đại

dương

37

2.4 Đứt gãy biến dạng và đới nứt vỡ 38 2.5 Đáy sâu đại dương 41 2.5.1 Đồng bằng biển thẳm 42

2.5.3 Sự phân bố của các núi lửa ngầm 44

2.5.4 Các sống núi địa chấn ổn định 46 2.6 Đo vẽ độ sâu qua vệ tinh – trường hợp nghiên cứu cụ

thể

46

2.7 Tóm tắt chương 2 51

3.1 Qúa trình tiến hóa của đại dương 55 3.2 Sự ra đời của đại dương 57

3.3 Các đại dương lớn 61 3.31 Biển Địa Trung Hải 65 3.4 Tóm tắt chương 3 66

Chương 4 Cấu tạo và sự hình thành lớp thạch quyển đại

dương

87

4.2.2 Những biến đổi trong qúa trình tách dãn 89 4.2.3 Những dị thường trong lớp vỏ 89 4.3 Các núi lửa ngầm và đảo núi lửa 91 4.4 Tóm tắt chương 4 93

5.1 Bản chất của qúa trình thủy nhiệt 100 5.1.1 Dòng nhiệt, qúa trình đối lưu và thẩm thấu 101

5.2 Những biến đổi hóa học trong qúa trình thủy nhiệt 102 5.2.1 Sự biến đổi của đất đá 103 5.2.2 Những thay đổi xảy ra trong nước biển 106 5.3 ‘Cột khói đen’ - khả năng dự báo các vấn đề liên quan 108 5.3.1 Cột “khói đen” ; cột “khói trắng” và dòng thủy nhiệt

ấm

109

5.4 Phạm vi hoạt động của các dòng thủy nhiệt 113 5.4.1 Sự đa dạng của hệ thống thủy nhiệt 115 5.4.2 Biến chất thủy nhiệt 117 5.5 Lượng nhiệt chuyển tải qua các dòng thủy nhiệt 117 5.6 Sự bay hơi của các khí hoà tan và các loại khí khác

trong dung dịch thủy nhiệt

119

5.7 Tóm tắt chương 5 122

6.1 Sự phân bố của các loại trầm tích 125 6.1.1 Các nghiên cứu về trầm tích và cổ hải dương học 128 6.2 Sự biến đổi của mực nước biển 132 6.2.1 Sự biến đổi của mực nước biển theo quy mô thời gian

khác nhau

134

6.2.2 Sự dâng cao của mực nước biển sau băng hà 136 6.2.3 Các dao động mực nước trong Đệ tứ 137 6.2.4 Sự phát triển của lớp băng phủ vùng Nam Cực 142 6.2.5 Khủng hoảng độ muối trong biển Địa Trung Hải 144 6.2.6 Sự di chuyển của các đai khí hậu 150 6.2.7 ảnh hưởng của các qúa trình kiến tạo mảng lên mực

7.1 Chu trình toàn cầu 157 7.1.1 Sự biến đổi của các thành phần trong chu trình 160 7.1.2 ảnh hưởng của những biến đổi ngắn hạn 161 7.1.3 Đại dương trong trạng thái ổn định 162 7.2 Đánh giá tốc độ của một vài qúa trình 164 7.3 Tóm tắt chương 7 165 Phụ lục Cột địa tầng 167

Tài liệu tham khảo 168 Hướng dẫn trả lời các câu hỏi 169

Giới thiệu về cuốn sách

Đây là một trong những tập sách nằm trong bộ tuyển tập về Hải dương học

được viết dưới dạng sách tham khảo nhưng đồng thời cũng là sách giáo khoa dùng cho các khóa học mở rộng dành cho sinh viên Đại học năm thứ ba Trong nội dung cuốn sách có sử dụng một số kết qủa nghiên cứu thuộc chương trình

“Hải dương S330”

Có thể nói Hải dương học là một ngành khoa học đa ngành, tuy nhiên nhiều nội dung nghiên cứu của nó vẫn không nằm ngoài phạm vi của một hoặc vài ngành khoa học chính thống Vì vậy, người đọc sẽ tiếp nhận được nhiều kiến thức hơn khi đọc cuốn sách này nếu như đã có một trình độ hiểu biết về địa chất,

địa hóa học và địa vật lý Các tập sách còn lại nằm trong bộ sách này chủ yếu đi vào các vấn đề liên quan đến vật lý, hóa học và sinh học (và nhiều phụ nhánh liên quan khác)

Chương 1 đến chương 4 mô tả các qúa trình hình thành đáy đại dương, cấu trúc và thành phần lớp vỏ đại dương, những đặc điểm chính của rìa lục địa Các

đại dương ngày nay là những đặc điểm địa chất “tức thời” và các chương này sẽ giải thích tại sao lại như vậy? Chương 5 của cuốn sách đề cập đến sự hình thành của các “mạch nước nóng” dưới vùng đáy sâu đại dương do hoạt động đối lưu của các dòng nước biển bị đốt nóng xuyên qua vỏ đại dương Đến giữa những năm

1960, hiện tượng này vẫn còn là điều bí ẩn, phải một vài năm sau đó, người ta mới có thể khẳng định bằng các quan trắc Kể từ đó, nhiều người mới có cơ hội chiêm ngưỡng những bức ảnh đầy ấn tượng về các cột “khói đen” trên các sống núi ngầm dưới đại dương Chương 6 trình bày tóm tắt về sự phân bố chung của các loại trầm tích trên đáy đại dương và cho thấy trầm tích có thể ghi nhận sự biến đổi của mực nước biển và khí hậu trong qúa khứ như thế nào Cuối cùng là chương 7 với các nghiên cứu về vai trò của đại dương như là một bộ phận không thể thiếu trong chu trình hóa học toàn cầu

Trong qúa trình biên soạn sách, một số câu hỏi đã được các tác giả đưa ra nhằm giúp bạn đọc phát triển các cuộc thảo luận, đồng thời kiểm tra lại các kiến thức vừa học với phần gợi ý trả lời được đặt ở cuối sách Một số thuật ngữ chuyên ngành quan trọng sẽ được in chữ đậm khi bắt đầu được giới thiệu hay đề cập

đến

Chương 1

Mở đầu

Ngay từ thời xa xưa, loài người đã biết khai thác biển để tìm kiếm các lợi ích thương mại, kinh tế, vận tải và cả chiến tranh Họ đã tìm cách chế tạo ra con thuyền đi biển đầu tiên dựa trên hình dáng thô sơ của những con thuyền độc mộc chạy trên sông có từ thời các nền văn minh cổ đại (hình 1.1) Mãi cho đến thế kỷ 15, những chuyến hành trình khám phá đại dương một cách có quy mô mới bắt đầu, mặc dù đó vẫn chỉ là các chuyến thám hiểm nhỏ nhưng đã tạo nên những dấu ấn lịch sử trong ngành Hải dương Đáng chú ý nhất là các tuyến hành trình từ Châu Âu, Bắc Phi và Trung Đông đến Đại Tây Dương (ĐTD), ấn

Độ Dương (AĐD) và một số tiểu vùng quan trọng ở phía tây Thái Bình Dương (TBD) do người Polinedi và Melanedi thực hiện Tuy nhiên, những người đầu tiên thám hiểm đại dương lại không phải là người Châu Âu mà là người Trung Quốc Ngay từ đầu những năm 1400 người Trung Quốc đã có chuyến du hành bằng đường biển tới vùng bờ phía đông của Châu Phi trước cả người Bồ Đào Nha

và chuyến đi của họ không vì các mục đích tìm kiếm thuộc địa hay thương mại

Hình 1.1: Mô hình con thuyền độc mộc của người Ai Cập cổ đại (khoảng

2000 năm trước công nguyên) dựa theo nguyên mẫu khảo cổ tại nhà mồ

ở Thebes

1.1 Đo vẽ bản đồ đại dương

Vào thế kỷ thứ 15, với sự hưng thịnh của thời kỳ Phục Hưng những người Châu Âu bắt đầu đi tiên phong trong các chuyến hành trình dài khám phá đại dương Được sự bảo trợ của những qúy tộc giàu có như Thái tử Henry, một nhà hàng hải người Bồ Đào Nha, các chuyến hành trình xuyên đại dương đã được khuyến khích với những mục đích cá nhân, nhưng đồng thời cũng để tìm ra những con đường giao thương mới Liên tục trong suốt quãng thời gian kéo dài

từ thế kỷ thứ 15 đến thế kỷ thứ 18 là các chuyến thám hiểm do Columbus, Magellan, Cook và một số người khác dẫn đầu Đó là những người có kiến thức rộng về địa lý và nắm vững việc sử dụng các kỹ thuật đi biển thời đó Các chuyến hành trình của họ ngoài việc tìm kiếm những vùng đất mới còn nhằm mục đích

mở rộng các vùng thuộc địa của Châu Âu trên toàn thế giới

Có thể nói, các chuyến thám hiểm đầu tiên đều là những chuyến đi đầy nguy hiểm bởi những hạn chế về phương tiện kỹ thuật hàng hải và thiết bị định vị khi tàu rời khỏi tầm nhìn thấy đất liền Một vài công cụ đi biển thô sơ thời đó chỉ có thể giúp họ xác định được vị trí kinh độ của con tàu trên biển mà không có khả năng xác định được vĩ độ cho dù là theo cách đơn giản nhất cho đến khi chiếc

đồng hồ đo tọa độ congtomet đầu tiên ra đời vào cuối thế kỷ thứ 18

Trong bối cảnh đó, tấm bản đồ đại dương do Halley lập năm 1701 (hình 1.2)

có ý nghĩa rất lớn Hình thái của Đại Tây Dương được xác định trong bản đồ của Halley không hoàn toàn trùng khớp với những bản vẽ được thực hiện trước đó

200 năm, vị trí các đường bờ ở đây đã được biểu diễn khá chính xác theo kinh độ

và các đường đẳng giác (đường cùng giá trị góc lệch giữa kinh tuyến từ và kinh tuyến địa lý)

Hình 1.2: Bản đồ đẳng giác do Edmund Halley thành lập năm 1701 trên

cơ sở các dữ liệu thu thập trong chuyến hành trình của con tàu Paramour Pink (1698-1700) Nguồn : ”Bản đồ và con người” N.J.W Thrower (1972) Maps and Man, NXB Prentice-Hall

Hình 1.3: Bản đồ thế giới do Juan de la Cosa thực hiện vào năm 1500

Ông là hoa tiêu trong chuyến thám hiểm thứ hai của Columbus Nguồn: bảo tàng hàng hải ở Mardrid; ảnh Arxiu Mas

Hình 1.4: (a) Hành trình của tàu HMS Challenger, 6/1872; (b) Tàu HMS

Challenger, 1872 Đây là một con tàu gỗ chạy bằng hơi nước có trọng tải

2306 tấn

Hệ thống các thông tin hải dương học ban đầu chỉ dựa vào các kết qủa khảo sát thực địa và việc tiến hành thành lập sơ đồ đường bờ, vì vậy lượng thông tin

có được không khác biệt nhiều so với kiến thức của người đi biển hoặc của ngư dân Trước đó, các chuyến khảo sát vùng đáy sâu đại dương chỉ đếm trên đầu ngón tay và thường không đem lại nhiều kết qủa Chẳng hạn như chuyến khảo sát độ sâu vùng trung tâm đáy biển Thái Bình Dương do Magellan thực hiện vào

đầu thế kỷ thứ 16 Ông đã sử dụng phương pháp dây dọi để xác định độ sâu đáy biển, nhưng do độ sâu tại khu vực nghiên cứu qúa lớn nên không thu được kết qủa Sau đó nhiều chuyến khảo sát khác tiếp tục được thực hiện và ngày càng hoành tráng nhất là vào thế kỷ thứ 19, đáng kể là chuyến khảo sát quy mô lớn nhằm xây dựng hệ thống các thông tin dữ liệu đầu tiên về hải dương học do tàu

Challenger thực hiện kéo dài từ năm 1872 đến năm 1876 được chính phủ Anh

bảo trợ (hình1.4b)

Các số liệu mà tàu Challenger thu thập được trong chuyến hành trình này rất đa dạng và phong phú về chủng loại Sau đó, toàn bộ các đầu số liệu đã được xuất bản thành 50 tập sách, đánh dấu sự ra đời của ngành khoa học biển Nhiều nội dung nghiên cứu khoa học khác về đại dương cũng rất phát triển trong giai

đoạn này Ngay từ trước thế kỷ thứ 19, những người đi biển đã nhận thức được

sự tồn tại của các dòng hải lưu do chúng làm cản trở hoặc làm tăng tốc độ hành trình của họ Ví dụ như các chuyển động thuận nghịch theo mùa của dòng chảy Somali, ngoài khơi vùng biển Đông Phi đã từng được ghi nhận trong các tài liệu

cổ từ thế kỷ thứ 9 hay những thay đổi màu của nước biển và sự xuất hiện của các loài thực vật rong tảo ở các vùng ngoài khơi xa đã minh chứng thêm về sự hiện diện của các dòng chảy trong đại dương Tuy nhiên những khó khăn đối với các hoạt động hàng hải trên đại dương chính là việc xác định vận tốc của các dòng hải lưu vì các chuyển động của chúng không có sự tương quan với những

đặc điểm cố định dễ xác định giống như mối tương quan giữa dòng chảy ven bờ với đặc điểm địa hình vùng bờ

1.1.1 Các phương pháp định vị hàng hải

Mặc dù những khó khăn mà các nhà thám hiểm đi trước gặp phải trong việc xác định vị trí của các con tàu đi trên biển và đại dương đã được khắc phục bằng những kỹ thuật công nghệ hiện đại thì việc điều khiển các con tàu trong khu vực gần bờ vẫn thuận lợi hơn đối với họ so ngoài đại dương mênh mông Việc định vị tàu tại các khu vực này chủ yếu dựa vào giới hạn tầm nhìn từ tàu tới đất liền, tuy nhiên (ngoài lý do thời tiết xấu hoặc biển động) một số yếu tố tự nhiên như

độ cong của trái đất, độ cao của trạm quan sát (có thể là trạm phát sóng rađa) và

độ cao của vật định vị trên đất liền có thể làm ngắn giới hạn khoảng cách tầm nhìn này (hình 1.5)

Hình 1.5: Giới hạn tầm nhìn và độ cong của bề mặt trái đất (không theo tỉ

lệ) Tại vị trí quan sát có độ cao 5 m so với mực nước biển, giới hạn tầm

nhìn của mắt người là 7,5km và họ có thể nhìn thấy các vật thể cao 10m

đến 20m so với mực nước biển ở khoảng cách 7,5 + 11 = 18,5km và 7,5 +

16 = 23,5km

Khi gặp điều kiện thời tiết xấu hoặc đêm tối, việc sử dụng các trạm rađa thu phát (sóng radio) rất thuận lợi Sự phát xạ của các chùm tia xoay tròn dưới dạng sóng vô tuyến (tần số từ 3000-10000MHz; MHz = megahertz, 1MHz = 106Hz Hertz (Hz) là đơn vị tần số = 1 chu kỳ/giây) từ tàu sẽ nhanh chóng bị phản hồi trở lại khi gặp các vật thể nằm chắn trên đường đi của chúng Dựa vào khoảng thời gian tín hiệu được truyền đi và thu nhận trở lại, người ta có thể xác định

được khoảng cách và phương hướng theo chiều phản hồi của các tia phản xạ Nói chung, khoảng thời gian này rất ngắn vì các sóng vô tuyến là một dạng bức xạ

điện từ có tốc độ lan truyền bằng tốc độ áng sáng ( 3  108ms-1)

Độ chính xác của phương pháp định vị bằng mắt thường và rađa chỉ áp dụng

được trong giới hạn khoảng cách từ hàng chục đến hàng trăm m, nhưng vẫn bị hạn chế bởi giới hạn tầm nhìn, do vậy phạm vi phát hiện hẹp (hình 1.5) Đối với những hệ thống định vị vô tuyến tầm xa, người ta sử dụng mạng lưới các trạm thu phát trên đất liền để phát các xung hoặc tín hiệu vô tuyến liên tục có tần số

từ 10kHz đến 2MHz, đó là các tia có khả năng lan truyền vòng theo độ cong của

vỏ trái đất Các máy thu đặt trên tàu sẽ đón nhận các chùm tia giao thoa từ các trạm phát khác nhau và cho biết vị trí của tàu thông qua một hệ quy chiếu thống nhất Tuy nhiên, khoảng cách và độ chính xác của những hệ thống này không giống nhau Thí dụ : hệ Decca có tầm xa chừng 500km và độ chính xác trong điều kiện tối ưu là  50m, trong khi hệ Omega có phạm vi sử dụng rộng, có thể áp dụng trong định vị hàng hải với độ chính xác  2-3km

Phương pháp định vị hàng hải dựa vào thiên văn học vẫn được xem là phương pháp truyền thống Trong phương pháp này, người ta sử dụng kính lục phân để đo góc lệch của mặt trời, mặt trăng, các hành tinh và các vì sao theo

đường chân trời vào cùng một thời điểm xác định Dựa vào bảng tra cứu có thể biết được các chuyển động của mỗi thiên thể và hai trong số chúng sẽ giúp ta

định vị được vị trí cần xác định Nhưng phương pháp này cũng chỉ cho độ chính xác trong phạm vi vài km kể cả trong điều kiện thời tiết lý tưởng và chỉ có thể thực hiện được khi cùng lúc quan sát thấy các thiên thể và đường chân trời Mặt trời, đôi khi cả mặt trăng và đường chân trời có thể nhìn thấy vào ban ngày, nhưng ban đêm vị trí đường chân trời không dễ tìm thấy cho nên việc quan trắc các ngôi sao và những hành tinh thường chỉ thực hiện được vào cuối ngày khi

đường chân trời còn nhìn thấy rõ Ngoài ra việc lắp đặt và sử dụng kính lục phân trên các con tàu đang chuyển động đòi hỏi nhiều kỹ năng thao tác, công sức và thời gian tính toán

Mặc dù phương pháp định vị hàng hải thiên văn là phương pháp định vị lâu

đời đã được sử dụng qua nhiều thế kỷ, nhưng vẫn không thể so sánh được với phương pháp định vị bằng vệ tinh Nhờ sự giúp đỡ của các vệ tinh được phóng vào trong không gian bên ngoài trái đất, người ta có thể định vị được chính xác mọi vị trí trên đại dương với sai số  100m trong bất kỳ điều kiện thời tiết nào

Đây là phương pháp do Cục hải quân Hoa Kỳ phát triển và ứng dụng vào năm

1967 Ngày nay, một mạng lưới các vệ tinh định vị luôn sẵn sàng cho các hoạt

động hàng hải và hàng không Một số vệ tinh ở quỹ đạo tầm cao (gần 20000km)

có thể “quan sát” cùng lúc một vùng rộng lớn trên địa cầu, số khác bay ở quỹ đạo thấp hơn, gần các cực trái đất nên có thể quan sát hết phần lớn mọi điểm trên

địa cầu khi trái đất quay (hình 1.6) Thông qua vệ tinh, cứ vài tiếng các phương tiện hiện đang hoạt động trên biển và trên không đều nhận được các tín hiệu

định vị cho vị trí của nó Đối với các hoạt động trên biển, việc định vị chính xác

có ý nghĩa rất lớn, đôi khi mang tính sống còn Do vậy, theo nguyên tắc, các tàu

đi trên biển và đại dương thường sử dụng từ hai phương pháp định vị trở lên phòng trường hợp bất trắc xảy ra Song hành cùng với phương pháp định vị vệ tinh với những ứng dụng kỹ thuật tiến tiến hiện đang được sử dụng rộng rãi trong các công tác nghiên cứu khoa học, thương mại và quân sự trên đại dương thì các phương pháp truyền thống tuy kém hiệu qủa nhưng vẫn được sử dụng bởi khả năng ứng dụng đơn giản của chúng Bảng 1.1 tổng hợp khoảng cách và độ chính xác của một số các phương pháp định vị hàng hải

Bảng 1.1: Khoảng cách và độ chính xác của một vài phương pháp định vị hàng hải

Phương pháp định vị Khả năng sử dụng và khoảng cách

xác định

Độ chính xác Mốc chuẩn ven bờ (mắt thường

Định vị bằng thiên văn Toàn cầu 2 – 10km

Định vị bằng vệ tinh Toàn cầu 0,1 – 200m

Hình 1.6: Nguyên tắc định vị hàng hải bằng vệ tinh Khi một vệ tinh xoay

theo tâm quỹ đạo cực, nó sẽ phát ra những tín hiệu chứa thông tin về độ

cao, vị trí và tốc độ bay của nó Nhờ đó khi vệ tinh đi qua các điểm A,B

và C trên hình vẽ, các máy tính đặt trên bong tàu sẽ phân tích các dữ

liệu do vệ tinh phát về để xác định vị trí tương quan của con tàu với vệ

tinh, từ đó xác định được vị trí của nó trên bề mặt trái đất với sai số giới

hạn trong vòng bán kính khoảng 100m

1.1.2 Phương pháp đo độ sâu

Các đường đồng mức trên bản đồ địa hình đất liền được xây dựng dựa trên

số đo độ cao của các dạng địa hình so với mực nước biển, còn các đường đồng mức trên bản đồ độ sâu biển và đại dương thì dựa trên số độ sâu dưới mực nước biển Vì vậy, việc đo đạc chính xác vị trí các độ sâu và độ cao này luôn là một yêu cầu tất yếu

Trước khi máy đo độ sâu hồi âm ra đời, việc đo đạc độ sâu chỉ được thực hiện bằng những dụng cụ thô sơ và thiếu độ chính xác cao Chẳng hạn, để đo độ sâu người ta dùng một sợi dây dọi có buộc qủa nặng ở đầu dây rồi thả xuống nước hoặc dùng một cái ống dài bằng thép chọc xuống đáy biển, kết qủa đo được chính là chiều dài của đoạn dây hoặc ống thép được thả Nhưng cách đo đạc này chỉ có hiệu qủa đối với những vùng biển nông (hình 1.7), còn với những vùng nuớc sâu hơn như ngoài đại dương thì phải cần đến hàng giờ để hạ và kéo dụng

cụ đo lên trong khi dòng hải lưu hoặc gió có thể đẩy con tàu xê dịch khỏi vị trí ban đầu khiến dụng cụ đo hạ xuống nước không còn ở tư thế thẳng đứng và kết quả độ sâu đo được sẽ lớn hơn nhiều giá trị thực tế Hơn nữa, trong vùng nước sâu việc xác định quả dọi chạm đáy là rất khó bởi trọng lượng sợi dây sẽ trở nên

nặng hơn quả dọi Vì những khó khăn này mà trong chuyến thám hiểm ba năm

rưỡi của tàu Challenger, các nhà khoa học chỉ thu được 300 số đo độ sâu ở vùng

biển sâu

Phương pháp đo độ sâu bằng máy hồi âm được sử dụng lần đầu tiên vào những năm 1920 trong các chuyến hành trình khảo sát biển Nhờ tính năng sử dụng cao, người ta có thể thực hiện hàng trăm phép đo trong vòng một vài ngày

và cho phép thành lập các bản đồ địa hình đáy đại dương với các dạng địa hình cơ bản như sống núi ngầm giữa ĐTD hay dãy Carlsberg và các vùng thung lũng giữa núi

Phương pháp này cũng cho phép thực hiện các đo đạc một cách nhanh chóng, liên tục và chính xác Nguyên lý của phương pháp là truyền xung âm thanh qua các lớp nước xuống đáy biển, khi chạm đáy âm thanh sẽ tự phản xạ trở lại và được các máy đặt trên tàu thu nhận Dựa vào tốc độ lan truyền của sóng âm thanh trong nước và khoảng thời gian giữa hai thời điểm máy thu và phát âm thanh, người ta tính được độ sâu đáy biển Nếu các xung âm thanh được phát đi đều đặn trong từng khoảng thời gian ngắn, sóng phản hồi có thể được ghi lại dưới dạng đồ thị biểu diễn mặt cắt liên tục của đáy đại dương (hình 1.8) Trong điều kiện lý tưởng, phép đo này có thể đạt độ chính xác đến vài mét ngay cả ở vùng nước sâu Tuy nhiên, vẫn có một số yếu tố gây nhiễu, chẳng hạn như

ảnh hưởng của sóng trên bề mặt biển có thể làm tàu tròng trành lên xuống tới vài mét, quan trọng hơn nữa là tốc độ truyền âm trong nước biển có thể dao động trong giới hạn  4% tuỳ theo độ muối, nhiệt độ và áp suất của nước biển Bằng cách sử dụng các bảng tra cứu đối với các vùng đại dương khác nhau trên toàn cầu, các nhà nghiên cứu có thể xử lý sơ bộ các số liệu đo được (quy chuẩn thông dụng là 1500m/s) Các sai sót khi xử lý có thể dẫn đến những sai số đáng kể về

độ sâu, chẳng hạn sai số tốc độ truyền âm bằng 1% sẽ dẫn đến sai số tới 30m với cột nước sâu 3km Tần số âm thanh được dùng để đo độ sâu đại dương thường là 5-30kHz

Ngoài ra, sai số gặp phải còn do khả năng phân giải yếu của các máy hồi âm, nguyên nhân là sự phân kỳ của chùm tia với góc phát khoảng 300 khi các sóng

âm thanh được truyền xuống và ứng góc phát như vậy các chùm tia có thể quét

được một diện tích lớn trên đáy đại dương với đường kính khoảng 1,5km ở độ sâu 3km Nhưng những biến đổi địa hình đáy trong diện tích này sẽ không được thể hiện rõ và độ sâu đo được sẽ nông hơn độ sâu thực tế bên dưới tàu (hình 1.9 (b)) Các máy hồi âm có độ phân giải cao là những máy sử dụng chùm tia có góc phát hẹp, khoảng một vài độ Để thiết kế được như vậy, máy sẽ trở nên cồng kềnh nên đó là lý do mà loại máy này ít được sử dụng rộng rãi Một lý do khác khiến các máy hồi âm có chùm tia phân kỳ lớn được sử dụng nhiều hơn là nó cho phép thực hiện công việc đo đạc ngay cả khi biển động và tàu bị lắc lư mạnh, do vậy mà đối với các hoạt động hàng hải thường xuyên thì việc sử dụng các loại máy này là thích hợp và hiệu qủa hơn so với những thiết bị với chùm tia hẹp

Song đối với một số nghiên cứu khảo sát biển quan trọng thì các máy có độ phân giải cao vẫn rất cần thiết

Hình 1.7: Phương pháp đo độ sâu bằng dây dọi Đây là phương pháp đo

độ sâu duy nhất được sử dụng cho tới đầu thế kỷ thứ 20 (tranh của

Arthur Briscoe)

Hình 1.8: Sơ đồ ghi của máy đo độ sâu hồi âm vùng rìa thềm lục địa phía

đông của nước Mỹ Độ dốc của mặt cắt là do tỷ lệ phóng đại gấp 12 lần

theo trục đứng Các lớp nhiễu thể hiện sự tập trung của các tổ chức hữu

cơ hoặc mảnh vụn sinh vật chết và kết qủa này cũng cho thấy những

ứng dụng hữu ích khác của máy hồi âm

Hình 1.9: (a) Chùm tia phân kỳ của máy đo độ sâu echo-sounder có hình

chóp với góc đỉnh bằng 30 0 (b) Mặt cắt ngang phóng đại thể hiện độ sâu

thực (d), nằm ngay dưới đáy tàu, bị nhiễu bởi các tia phản xạ mạnh hơn

tại điểm tới vuông góc với độ sâu nông (h) h< d< l Do vậy thời gian máy

ghi lại t h <t d <t l cho thấy thời gian truyền âm tăng dần đối với các chùm tia

tán xạ và phản xạ từ các độ sâu khác nhau Đây mới chỉ là những mô tả

đơn giản nhưng vẫn giúp chúng ta thấy được mặt hạn chế của phương

pháp đo độ sâu này, đó là các sai số gặp phải đều do độ phân giải yếu,

có thể ở mức vài chục mét đối với vùng nước sâu

Câu hỏi 1.1 Phân tích H.1.8 và đánh giá mức độ chính xác của các thông tin

về vị trí và độ sâu thể hiện trên mặt cắt của (a) mép thềm lục địa và (b) mỏm nhô thấp nhất trên sườn lục địa

Qua câu hỏi 1.1, chúng ta có thể biết được những điểm cần lưu ý khi tiến hành điều tra và thành lập các bản đồ hải dương Việc chấp nhận các sai số lớn gặp phải đôi khi là cần thiết, mặc dù những sai số này đối với hoạt động đo vẽ

địa hình trên đất liền thì không thể chấp nhận được, chẳng hạn vị trí của một

điểm nào đó mà lệch với một dạng địa hình đã biết (ví dụ một đường quốc lộ) tới vài mét là bản đồ đã sai hoàn toàn Tuy nhiên, khi xác định vị trí để đặt các máy thăm dò đáy đại dương thì đòi hỏi phải có độ chính xác cao

1.2 Đo vẽ địa hình đáy đạI DƯƠNG

Việc nắm rõ độ sâu của các vùng biển nông luôn là điều quan trọng đối với nguời đi biển, vì thế từ vài thế kỷ trước các sơ đồ độ sâu của vùng nuớc ven bờ đã

ra đời Nhưng nhu cầu cần biết đầy đủ hơn về các thông tin về độ sâu đại dương mới chỉ phát sinh gần đây, và để đáp ứng yêu cầu đó, bản đồ độ sâu đầu tiên do Matthew Maury thành lập năm 1885 cho vùng bắc Đại Tây Dương (hình 1.10)

đã được công bố Tên gọi vùng “Đất Giữa” của Maury là dẫn liệu đầu tiên đề cập

đến sự hiện diện của sống núi ngầm nằm giữa Đại Tây Dương mà ngày nay chúng ta đã biết Không lâu sau đó, hình dáng kéo dài và gợn sóng của sống núi này đã tàu Challenger mô tả dựa trên những số liệu khảo sát ít ỏi mà nó thu

được (xem mục 1.1.2)

Cho tới nay, hình thái địa mạo đáy đại dương nói chung đã được khảo sát khá tỉ mỉ, mặc dù trước đó không lâu nhiều dạng địa hình lớn vẫn chưa được phát hiện và nhiều yếu tố khác vẫn cần phải điều tra thêm Nhờ vào chuyến hợp tác thám hiểm ấn Độ Dương vào giữa những năm 1960, người ta mới xác định

được sống núi ngầm 900 đông là một dạng địa hình kéo dài đơn lẻ tới 4500km (hình 1.11) Ngoài ra, rất nhiều dạng địa hình khác dưới TBD bao gồm cả núi lửa ngầm vẫn đang tiếp tục được điều tra thông qua các vệ tinh có sử dụng thiết

bị đo độ cao bề mặt biển (xem mục 1.2.1)

Hình 1.10: (a) Bản đồ độ sâu vùng bắc Đại Tây Dương do Matthew Maury

lập năm 1855 Nguồn: Địa lý tự nhiên biển, M.Maury, (1857) NXB

Sampson Low & Son

Hình 1.10: (b) Mặt cắt đáy biển vùng bắc Đại Tây Dương do M.Maury lập

Nguồn dẫn như trên

Hình1.11: Bản đồ địa hình mô tả bề mặt cứng của Trái đất Hướng kéo

dài của sống núi ngầm tại 90 0 đông (Ninety-east Ridge) thuộc ấn Độ

Dương là bắc–nam, nam-đông, nằm ở mép phải của bản đồ

Đo độ sâu bằng sóng âm thanh là phương pháp tiên tiến hơn nhiều so với việc sử dụng qủa dọi, nhưng để phục vụ cho việc đo vẽ địa hình đáy đại dương thì hạn chế của phương pháp này là gì?

Sơ đồ ghi nhận kết qủa đo của các máy hồi âm được xuất ra dưới dạng những mặt cắt độ sâu kéo dài theo tuyến khảo sát của tàu Việc nội suy giữa các mặt cắt có thể được thực hiện khi có nhiều mặt cắt đan xen nhau một cách đều

đặn, nhưng cách này chỉ hiệu qủa đối với những khu vực rất hạn chế, còn với nhiều khu vực vùng rộng lớn trên đáy đại dương thì phương pháp đo vẽ này chưa áp dụng được

Nhu cầu có thêm nhiều thông tin chính xác về độ sâu phục vụ cho nghiên cứu khoa học và thực tiễn ngày càng tăng Đối với những hoạt động khai thác và thăm dò khoáng sản dưới đáy biển (như dầu khí, cát sỏi), người ta cần các bản đồ chi tiết về độ sâu thềm và sườn lục địa Đối với các hoạt động nghiên cứu trên biển, người ta cần các máy đo độ sâu để phát hiện chính xác vị trí của các dạng

địa hình, chẳng hạn như canhon ngầm tại các khu vực cần được đo vẽ cụ thể (ví

dụ vùng bờ biển phía đông Hoa kỳ) Đối với các nghiên cứu đại dương, người ta cần những thông tin về độ sâu để xác định các hoàn lưu sâu và cơ chế chuyển

động của trầm tích đáy

Từ những năm 1960, hệ thống máy sonar quét sườn đã ra đời, chúng được lắp ghép trong một tổ hợp thiết bị đặt trên các phao tiêu hoặc trong các thùng

chứa tựa như thủy lôi và có thể kéo theo sau tàu ở độ sâu định trước Nguyên lý hoạt động chung của các máy là phát đi những tín hiệu hình dẻ quạt, sau đó thu

về “hình ảnh âm ký” đáy biển dọc hai bên rìa tuyến khảo sát Trong số những loại máy quét tinh vi nhất phải kể đến GLORIA (Geological LOng Range Inclined Asdic), nó có thể quét vùng đáy biển ở hai bên sườn tàu bằng các chùm tia quét phân kỳ với độ rộng của mỗi vệt sáng lên tới 30km (hình 1.12) Bằng cách chồng ghép ảnh đáy biển trong vùng các vệt sáng, ta có thể thu được hình

ảnh của một đối tượng bất kỳ trên đáy biển tại khu vực này với độ chính xác

đồng nhất

Hình 1.12: Chiều dài của GLORIA là 8m, nó có thể được kéo ở độ sâu

50m phía sau tàu với khoảng cách 300m và tốc độ là 10 hải lý GLORIA

luôn ở trạng thái nổi tại mọi vị trí do tổng trọng lượng của nó ngang

bằng với tỷ trọng nước biển vây quanh Tại độ sâu 5000m, GLORIA có

thể quét một vệt đáy biển rộng tới 60km, với thời gian thu nhận giữa các

tín hiệu phản xạ (kéo dài 4 giây đối với dải tần số 6,2-6,8kHz) là 40 giây

máy có thể thu lại được các âm thanh phản xạ xa nhất Đối với vùng

nước nông, diện tích quét của máy và thời gian thu nhận giữa các tín

hiệu đều giảm

Nói chung, các ảnh âm ký thu được bằng phương pháp này không chỉ phát hiện được những địa hình cục bộ mà còn cho ta thấy các tính chất khác của bề mặt đáy biển (H.1.13), đó là những thông tin rất quan trọng đối việc việc lắp đặt các đường ống dẫn dầu, cáp điện, cáp truyền thông Những dạng địa hình mà GLORIA và những thiết bị tương tự (như Sea MARC) khác có thể phát hiện được bao gồm các canhon ngầm, các khu vực trượt lở, các núi lửa còn chưa được biết, các trầm tích giàu kim loại và các bãi kết hạch mangan

Hình 1.13: Một phần hình ảnh sơ đồ máy quét tại vùng eo biển nối với

Hắc Hải Trên đó, chúng ta có thể quan sát thấy được những khu vực lộ

trơ đá gốc và những khu vực có cát che phủ với vết gợn sóng (gợn sóng

thô) Hai vệt ngang nằm giữa là lộ trình của con tàu Khoảng cách giữa

các đường song song nằm ngang là 15m

1.2.1 Đo vẽ độ sâu qua vệ tinh

Mặc dù đã có rất nhiều chuyến khảo sát đo đạc độ sâu được tiến hành từ những năm 1920, đặc biệt là khoảng thời gian trong Đại chiến thế giới lần thứ hai và sau đó, nhưng một số vùng đại dương vẫn còn chưa được điều tra, trong

đó phải kể đến khu vực phía tây nam Thái Bình Dương và nam ấn Độ Dương Sự

ra đời của máy sonar quét sườn đã giúp xác định thêm nhiều đặc điểm chi tiết về hình thái đáy đại dương, nhưng do số lượng máy có hạn lại chỉ được chế tạo phục

vụ cho những mục đích chuyên dụng tại một số khu vực nhất định nên khả năng

sử dụng phổ cập của thiết bị này bị hạn chế Từ những năm 1970, việc sử dụng các thiết bị đo độ cao đặt trên vệ tinh đã giúp hoàn thiện đáng kể những bản đồ

độ sâu đại dương Để thấy rõ được tính năng thực tiễn của phương pháp này, chúng tôi sẽ đưa ra một ví dụ cụ thể ở chương 2

Hình 1.14 cho thấy toàn cảnh bề mặt geoid của đại dương, tức là bề mặt cân bằng trọng lực trái đất và - quan trọng hơn cả là cho chúng ta thấy - hình thái bề mặt mực nước biển trung bình trong điều kiện không có gió và dòng chảy Bề mặt geoid không phải là một hình cầu bởi sự biến đổi về bề dày và tỷ trọng vỏ Trái đất cùng với lớp manti trên đã gây ra những thăng giáng trọng trường Do vậy, trạng thái bề mặt của nó có sự biến đổi cao và thấp theo hình sóng và độ chênh cao của bề mặt geoid toàn cầu có thể tới 200m Trong đại dương, sự mấp

mô của bề mặt geoid tương ứng với các độ sâu nên độ chênh lệch của mực nước biển ở vùng có sống núi đại dương và vùng máng sâu đôi khi tới vài mét Hình 1.15 minh họa cơ sở nguyên lý xác định độ sâu bằng vệ tinh dựa trên những số

đo độ cao bề mặt biển được thực hiện bằng các thiết bị rađa có độ chính xác cao Mối tương quan giữa các số đo độ cao mặt biển và trường trọng lực tại một vùng của Địa Trung Hải được thể hiện trên hình 1.16

Hình 1.14: Bề mặt geoid của đại dương qua quan sát bằng về tinh

Seasat Việc hiệu chỉnh các số liệu giúp thể hiện được chi tiết hơn,

nhưng đồng thời lại giảm đi hiệu ứng của những địa hình kích thước lớn

Hình 1.15: Thiết bị rađa vệ tinh đo độ cao cho biết độ cao của nó so với

bề mặt biển Các số đo này có thể biến đổi theo vận tốc của dòng chảy,

hoạt động của sóng, thủy triều và áp suất không khí Khi gặp những ảnh

hưởng này bề mặt biển có thể chênh cao hoặc chênh thấp so với bề mặt

geoid (bề mặt mực nước biển trung bình khi không có sóng và thủy

triều) từ một đến hai mét Bề mặt geoid được xác định dựa trên những

biến thiên của trường trọng lực trong không gian đối với quỹ đạo vệ tinh

và nó có những dạng “địa hình” nổi cao tới gần 200m Chú ý độ phóng

đại của hình vẽ là khá lớn: sự mấp mô của bề mặt geoid (so với hình cầu

quy chiếu) lớn gấp hơn hai so với hình thái bề mặt biển

Đặc biệt đối với các dạng địa hình ngầm có kích thước nhỏ, người ta cần phải

có sự hiệu chỉnh các số liệu đo Điều đáng chú ý là sự xuất hiện của thủy triều, dòng chảy và những biến đổi của khí áp có thể làm cho độ cao bề mặt đại dương biến đổi trên 1m Như vậy rõ ràng rằng cần phải có sự lọc bỏ những ảnh hưởng này nếu muốn xác định chi tiết địa hình đáy đại dương như trên hình minh họa 1.17

Câu hỏi 1.2 Theo bạn phương pháp nào có thể loại bỏ những ảnh hưởng gây nhiễu bởi các yếu tố về động lực như sóng, dòng chảy hoặc khí hậu tới bề mặt biển khi hiệu chỉnh các số liệu đo sâu từ vệ tinh?

Hình 1.16: (a) Sự biến đổi truờng trọng lực trái đất (G) khu vực phía đông

Địa Trung Hải, kết qủa đotại vị trí bề mặt mực nước biển trung bình (S)

trong điều kiện không có sóng, dòng chảy và sự biến đổi của áp suất

không khí S là bề mặt geoid và được đo bằng thiết bị vệ tinh Seasat Sự

gián đoạn của mặt cắt tương ững với vị trí của đảo Crete (g.u = đơn vị

đo trọng lực)

Hình 1.16: (b) Hình thái thô của bề mặt nước biển trung bình (bề mặt

geoid) trên Địa Trung Hải qua vệ tinh Seasat Khoảng cách của các

đường đồng mức là 2m Ghi chú: trên hình a vị trí của mặt cắt được thể

hiện bằng đường màu đen

Hình 1.17: Sơ đồ mô hình khối mô tả địa hình đáy và những biến động

tương ứng của mặt biển tại một vùng thuộc khu vực phía tây Scotland

qua kết qủa đo độ cao mặt biển bằng vệ tinh Seasat Tại những vị trí đáy

biển có địa hình cao một đến hai nghìn mét, bề mặt vùng nước biển

tương ững sẽ dâng lên một đến hai mét Chú ý: tỉ lệ các trục đứng biểu

thị độ sâu (trục phía trái) và độ dâng cao bề mặt biển (trục phía phải) là

khác nhau

Hình 1.18: ảnh rađa một phần của vùng Kênh đào nước Anh qua vệ tinh

Seasat Trên hình ảnh ta có thể quan sát thấy hình dáng của các doi cát

ngầm với những vết gợn sóng (gợn sóng thô) trên bề mặt và một số các

dạng địa hình khác trên đáy biển

Một kết quả bất ngờ mà các vệ tinh nghiên cứu hải dương như Seasat mang lại là cho biết được cấu trúc của vùng đáy biển nông thông qua các dữ liệu rađa truyền về từ vệ tinh Nhờ một thiết bị vệ tinh thu dữ liệu là một rađa chụp ảnh, người ta thu được hình ảnh của bề mặt biển (hoặc đất liền) thông qua một tập hợp dữ liệu sóng rađa phản xạ khi vệ tinh bay qua Kỹ thuật thu phát này gần giống với sự hoạt động của các máy sonar quét sườn, nhưng kết qủa cho ra là một ảnh quét rađa như trên hình1.18 Tuy nhiên, các tia rađa không thể xuyên thấu quá 1cm dưới mặt biển, vì thế nhiều dạng địa hình đáy và các gờ cát ngầm không thu được ảnh trực tiếp Nhưng khi các dòng triều chảy trên bề mặt đáy biển lồi lõm sẽ tạo ra một mặt biển nhấp nhô tương ứng với địa hình đáy Hiện tượng này đã được các thủy thủ Anh phát hiện ra từ thế kỷ thứ 16 khi họ bao vây con tàu Armanda của Tây Ban Nha đậu ở cảng biển Pháp Như vậy, các nghiên cứu bằng vệ tinh đã cho thấy các chùm tia rađa (23,5 cm) có ảnh hưởng tương tác với mối tương quan giữa địa hình đáy và bề mặt biển gợn sóng Trước

đây, việc khảo sát một vùng đáy biển bằng tàu có khi phải mất đến hàng tuần hoặc hàng tháng, nhưng bây giờ với việc sử dụng vệ tinh chỉ mất một vài giây nếu như thời điểm vệ tinh bay qua điểm đo vẽ trùng với pha của chu kỳ triều

1.3 ĐịA CHấT vùng đáy BIểN

Trước năm 1930, các thông tin dữ liệu về tính chất và thành phần của lớp

vỏ đại dương hầu như chỉ dựa vào kết qủa phân tích các mẫu đá và trầm tích

được lấy lên từ đáy biển trong chuyến thám hiểm của tàu Challenger và các

chuyến khảo sát sau đó Từ các cuộc điều tra nghiên cứu địa vật lí được thực hiện trong các thập niên ngay trước và sau Đại chiến thế giới thứ II, người ta phát hiện thấy tỉ trọng của vỏ đại dương lớn hơn vỏ lục địa và cấu tạo phân tầng của nó cũng khác vỏ lục địa Khi đó, các nhà địa chất đều thống nhất ý kiến cho rằng vị trí của đại dương và lục địa là cố định Đến những năm 1960 và đầu

1970, sự ra đời của thuyết kiến tạo mảng đã tạo ra bước đột phá cho các nghiên cứu tiếp sau về những điểm khác nhau cơ bản giữa vỏ đại dương và vỏ lục địa

Hình 1.19: Tàu Glomar Challenger Những thiết bị đóng mũi khoan đặt ở

đầu và đuôi tàu được điều khiển bằng máy tính để duy trì các trạm

khoan không xê dịch qúa 30m so với một máy phát chùm tia định vị trên

đáy biển Do vậy tránh được khả năng cần khoan bị gãy khi khoan

Khởi điểm cho “cuộc cách mạng khoa học” này là Dự án khoan sâu DSDP (Deep Sea Drilling Project) vào đầu những năm 1960 với việc sử dụng con tàu

Glomar Challenger (hình 1.19), được trang bị một dàn khoan đặc dụng có thể

khoan đáy đại dương ở độ sâu vài km nước Khả năng thực hiện này là nhờ vào những tiến bộ kỹ thuật trong việc thay lắp mũi khoan và đổi cần khoan ngay trong miệng lỗ (hình 1.20) Cho tới bây giờ, hàng trăm các lõi khoan sâu, qua tầng trầm tích và tầng đá phun trào dưới đáy đại dương đã được thu thập và phân tích nhằm bổ sung thêm nhiều dữ liệu về cấu trúc vỏ đại dương và sự phân

bố của trầm tích đáy Sau sự thành công của tàu Glomar Challenger là sự kế tiếp của tàu JOIDES Resolution với những trang thiết bị tốt hơn và bắt đầu vận

hành vào năm 1985 cho dự án khoan biển ODP (Ocean Drilling Project) Thành qủa đầu tiên của dự án mới là việc đưa mũi khoan vào tầng đá nằm bên dưới đới phun nước nóng (các mạch thủy nhiệt dịch) tại các mỏm sống núi và xâm nhập vào các lớp sunfua đồng, sắt và kẽm

Hình 1.20: (Không theo tỉ lệ) Quy trình thay thế các mũi khoan trên đáy

đại dương: một thiết bị hình phễu được lắp vào đầu mũi khoan lúc nó bắt

đầu đóng xuống đáy biển và được giữ nguyên tại đó khi cần khoan được kéo lên để thay mũi khoan mới Để đưa mũi khoan trở lại lỗ, cần khoan

được hạ xuống cùng với một bộ phận máy sonar quét sườn được lắp ghép chung với tổ hợp mũi khoan Bộ phận này phát tín hiệu âm thanh

và âm được phản xạ từ ba bộ phản âm đặt xung quanh phễu Thông tin

về vị trí của tổ hợp mũi khoan so với các bộ phản âm này được sử dụng

để điều khiển lỗ xả nước và hướng mũi khoan vào đúng trên miệng phễu

Hình 1.21: Hình ảnh tàu ngầm Alvin trước khi thực hiện nhiệmvụ Lần

đầu tiên, tàu Alvin được sử dụng là theo dự án FAMOUS (xem chương 4),

sau đó nó tiếp tục được dùng để khảo sát nhiều vùng trọng điểm khác

trên đáy đại dương

Hoạt động điều tra khảo sát lớp vỏ đại dương ngày càng thuận lợi hơn khi có thêm nhiều thiết bị nghiên cứu mới có thể đưa xuống theo các lỗ khoan để đo đạc ngay tại chỗ các tính chất lí, hóa của trầm tích và tầng đá phun trào nằm bên dưới Với sự hỗ trợ của nhiều loại máy móc tinh xảo như máy đo độ sâu hồi âm, máy quét sườn, camera ngầm tự động, chương trình nghiên cứu biển bằng khoan sâu đã xây dựng được các mặt cắt và bản đồ độ sâu khá chính xác

Từ năm 1973 các nhà địa chất đã có thể thực hiện "công tác khảo sát thực

địa" ở độ sâu vài km bằng tàu ngầm (hình 1.21) được trang bị các hệ thống định

vị hàng hàng hải chính xác (kể cả máy quét sườn), dụng cụ lấy mẫu và máy ghi hình Việc sử dụng các thiết bị lặn tự động có điều khiển từ xa vào năm 1986 đã

được nhắc tới nhiều khi nó thành công trong việc ghi hình quang cảnh của con

tàu đắm nổi tiếng Titanic trên đáy đại dương Những ứng dụng của thiết bị lặn

với các trang bị tối tân như máy ghi hình, máy quét sườn, thiết bị lấy mẫu có thể giúp chúng ta giảm bớt thời gian khảo sát từ vài năm xuống vài tuần lễ tại những vùng biển sâu vì chúng có khả năng lặn ở độ sâu lớn với thời gian dài hơn tàu ngầm và nhất là chi phí hoạt động của nó rất kinh tế

1.4 TóM TắT CHƯƠNG 1

1 Việc định vị các vị trí trên biển và đại dương chỉ bắt đầu được thực hiện từ thế kỷ 18 khi những thiết bị đồng hồ đo đầu tiên ra đời cho phép xác định chính xác kinh độ Đến ngày nay, những người đi biển có rất nhiều sự hỗ trợ khác nhau của các thiết bị định vị vô tuyến có các trạm thu phát đặt trên mặt đất và trên vệ tinh

2 Sự phát minh ra máy đo độ sâu hồi âm vào đầu thế kỷ 20 đã tạo ra những bước tiến lớn trong việc xác định các độ sâu khác nhau trên đáy đại dương và cho

tới bây giờ nó vẫn là phương pháp ứng dụng phổ biến đối với các hoạt động nghiên cứu biển Sự xuất hiện của các máy sonar quét sườn có ý nghĩa rất lớn

đối với việc khảo sát nhiều vùng đáy biển rộng lớn trong cùng một lúc

3 Các thiết bị vệ tinh đo độ cao sử dụng rađa có thể cho ta biết chính xác độ cao của mặt biển nếu loại bỏ được các hiệu ứng nhiễu (gây ra bởi sóng, dòng chảy, thủy triều và áp suất khí quyển) và từ đó có thể xác định được mực nước biển trung bình Phương pháp xác định này phải dựa vào bề mặt đẳng trọng lực

- bề mặt geoid Nói chung mức độ nhấp nhô của bề mặt geoid phụ thuộc vào sự

có mặt của các dạng địa hình trên đáy đại dương Nhờ đó, dựa vào độ cao mặt biển có thể dự đoán được độ sâu của bề mặt đáy Đối với các vùng nước nông việc phân tích ảnh rađa có thể phát hiện được những đặc điểm địa hình đáy

4 Các thông tin chi tiết về cấu tạo và thành phần của lớp vỏ đại dương bắt

đầu được khám phá vào những năm 1960 khi chương trình nghiên cứu khoan sâu DSDP thực hiện Sau đó, nhờ sự hỗ trợ của các thiết bị kỹ thuật hiện đại như camera ngầm, robot lặn, kiến thức về lớp vỏ đại dương ngày càng mở rộng

và công nghệ nghiên cứu biến cũng được hoàn thiện hơn

Câu hỏi 1.3 Hãy xác định gần đúng bước sóng và biên độ sóng của bề mặt geoid thể hiện trên hình1.17?

Chương 2

Hình thái đáy đại dương

Với các sinh viên trong một số ngành khoa học trái đất hiện đại chưa được làm quen với khái niệm về kiến tạo mảng và sự tách dãn đáy biển, thì việc tìm hiểu các sơ đồ trên hình 2.1 và 2.2 sẽ rất khó khăn đối với họ

Hình 2.1: Sơ đồ phân bố của các mảng thạch quyển, sống núi đại dương,

máng sâu đại dương và vị trí các chấn tâm động đất trên toàn cầu Ranh

giới tương đối giữa các mảng được xác định dựa trên các kết qủa nghiên

cứu thăm dò trong một thời gian dài và thể hiện trên hình vẽ bằng các

đường đứt nét Hiện có tất cả 7 mảng lớn (ký hiệu bằng chữ cái lớn), 6

mảng nhỏ (ký hiệu bằng chữ cái nhỏ) và một số mảng rất nhỏ khác

không được minh họa ở đây Chiều dài và hướng của các mũi tên trên

hình vẽ biểu diễn vận tốc chuyển động tương đối và hướng di chuyển

giữa các mảng với đơn vị tính là một vài triệu năm Mảng Châu Phi được

giả thiết là không chuyển động Độ dài mũi tên trong phần chú thích

tương đương với vận tốc 5cm/năm

Hình 2.2: Sơ đồ mô phỏng một số khái niệm về kiến tạo mảng Các mảng

thạch quyển hay còn gọi là quyển rắn (bao gồm vỏ đại dương, vỏ lục địa

và manti trên) phần lớn có bề dày dao động từ 100 – 250km Dưới lớp

quyển rắn là quyển mềm có độ dẻo lớn hơn Phía bên rìa mảng thành tạo

(trục sống núi và các trục tách dãn) các vật chất manti từ dưới sâu được

phun trào lên, phía bên rìa mảng phá hủy (các rãnh sâu đại dương) các

mảng được hình thành bị cuốn chìm xuống dưới manti Các mảng

thường có xu hướng trượt chờm lên nhau tại vị trí rìa thành tạo

Để giúp các bạn nhớ lại những phần lý thuyết đã học, đồng thời bổ sung thêm một số kiến thức cơ bản liên quan tới chủ đề này, trong phần tiếp theo chúng tôi sẽ trình bày ngắn gọn một số đặc điểm địa chất chính liên quan đến những qúa trình được mô phỏng ở các hình vẽ trên

1 Bề dày lớp vỏ cứng bao phủ bên ngoài trái đất hay còn gọi là thạch

quyển có thể đạt tới 250km trên lục địa và gần 100km dưới đại dương Thành

phần chính của lớp vỏ này chủ yếu là Peridotite, đó là một loại đá rắn chắc

được hình thành ở Manti trên Phần trên cùng của thạch quyển là vỏ trái đất,

phía bên dưới thạch quyển là một lớp yếu hơn, lớp này kết hợp với Manti dưới tạo thành quyển mềm, chính nhờ lớp quyển này, các mảng thạch quyển mới có thể di chuyển được

2 Trên lục địa, bề dày trung bình của vỏ trái đất là 35 km, tại khu vực núi cao bề dày này có thể đạt tới 90km Thành phần chủ yếu của lớp vỏ này là granit

3 So với vỏ lục địa, vỏ đại dương có bề dày mỏng (7 - 8km ) và mật độ lớn hơn Thành phần chính của nó là bazan (vỏ đại dương được đề cập trong chương này thuộc kiểu vỏ phun trào - chúng được hình thành từ hoạt động macma tại trục tách dãn và không bao gồm lớp trầm tích nằm trên)

4 Phần lớn các vỏ đại dương đều nằm dưới mực nước biển trong khi vỏ lục

địa nằm ở các bậc độ cao lớn hơn nhiều Theo kết qủa nghiên cứu từ trường, lớp

vỏ ngoài cùng của trái đất có xu hướng cân bằng trọng lực do sự điều chỉnh độ cao giữa các khu vực có độ nổi khác nhau

Đặc điểm hình thái nào trên hình 1.11 tương đương với rìa mảng thành tạo

và rìa mảng phá hủy được mô tả trên hình 2.1 và hình 2.2?

5 Hệ thống các rìa thành tạo hay nói cách khác, hệ thống các trục tách dãn

đáy biển là tiền thân của các gờ sống núi đại dương Đó là các dải sống núi trải dài liên tục qua tất cả các đại dương lớn trên thế giới và là nơi lớp thạch quyển

đại dương sinh ra

6 Đa số các máng sâu đại dương và vòng cung đảo (phần lớn tập trung ở

Thái Bình Dương) là nơi mảng đại dương bị hút chìm và chui xuống manti Sự

hình thành của dãy núi cao Ampine - Himalayan có thể coi là bằng chứng về sự xung đột giữa các mảng lục địa và các pha hút chìm mới xảy ra gần đây tính theo thang tuổi địa chất (trong vòng khoảng 150 triệu năm)

7 Cứ sau vài trăm nghìn năm đến vài triệu năm, các cực từ trường của trái

đất lại bị đảo và qúa trình này liên tiếp xảy ra trong suốt quãng thời gian kéo dài ít nhất là gần 100 triệu năm (trước đó, chu kỳ thời gian xảy ra đảo từ biến

đổi ít có quy luật hơn) Sự biến đổi luân phiên liên tục giữa qúa trình “thuận từ”

và “nghịch từ” là nguyên nhân hình thành các dải “sọc từ” song song với hướng phát triển của các rìa thành tạo trên đáy đại dương Dựa vào những biến đổi đảo

từ, người ta có thể xác định được tuổi tương đối của vỏ đại dương và so sánh thời gian hình thành của trục tách dãn đáy biển trong các đại dương khác nhau

8 Rất ít khi có thể tìm thấy vỏ đại dương có tuổi già hơn 160 triệu năm trong phần lớn các đại dương Điều đó chứng tỏ các đại dương ngày nay có tuổi trẻ hơn rất nhiều so với tuổi của trái đất (4.600 triệu năm) và chúng không ngừng bị biến đổi bởi nhiều nguyên nhân khác nhau:

(a) Những thay đổi về hình dạng và kích thước đại dương do qúa trình di chuyển của các mảng Ngày nay, ấn Độ Dương (AĐD) và Đại Tây Dương (ĐTD) vẫn liên tục được mở rộng bởi hoạt động của các trục tách dãn nhưng không có qúa trình hút chìm Riêng đối với Thái Bình Dương (TBD) thì ngược lại, càng ngày TBD càng bị thu hẹp do tốc độ các qúa trình hút chìm xảy ra nhanh hơn qúa trình tách dãn Nếu tính theo thang tuổi địa chất thì các qúa trình di chuyển này xảy ra với tốc độ khá lớn, trung bình có thể đạt tới vài cm/năm như trên ví dụ hình 2.1

(b) Những biến đổi về độ sâu của đáy đại dương do các các hoạt động như (i)

sự co lại của đất đá khi bị nguội lạnh (xem mục 2.3.2) hoặc (ii) sự tích tụ và trầm

đọng của trầm tích lục nguyên, hoặc (iii) sự xói mòn và hình thành các canhon ngầm do tác động của dòng bùn hoặc (iv) sự cân bằng đẳng tĩnh

Hình 2.3 (a) Qúa trình phun trào của các vật chất manti từ quyển mền tại

trục sống núi đại dương là nguồn gốc sinh thành ra lớp thạch quyển đại

dương mới Do các chuyển dịch ngang xảy ra trong quá trình này, nhiệt

độ nóng chảy của dung nham phun trào sẽ bị giảm dần khi vượt qua

điểm bức xạ của các khoáng vật điện từ có trong đất đá và “đông” lại

theo hướng các đường từ lực Trái đất

2.1 Đặc điểm chính của đáy Đại dương

Hình 2.4: Sự phân bố các bậc độ cao - sâu của bề mặt trái đất (a) Biểu

đồ thể hiện các bậc độ cao - sâu hiện tại (b) Cao đồ đường cong: xây

dựng trên cơ sở đường cong luỹ tích Đây không phải hình vẽ mặt cắt

qua bề mặt trái đất, mà là đường cong biểu diễn độ chênh lệch phần

trăm giữa các mực độ cao - sâu khác nhau trên bề mặt trái đất

Hình 2.4 cho thấy gần một nửa địa hình bề mặt trái đất nằm ở các bậc độ cao là 0-1km và độ sâu là 4-5km, phần còn lại chủ yếu nằm ở các bậc độ sâu khoảng vài trăm m dưới mực nước biển

Câu hỏi 2.1 (a) Phần địa hình bề mặt trái đất nằm dưới mực nước biển chiếm bao nhiêu phần trăm?

(b) Dựa vào độ chênh lệch phần trăm giữa các bậc độ cao - sâu của địa hình

bề mặt trái đất trong sơ đồ trên Hãy cho biết những hậu qủa có thể xảy ra khi nước biển dâng cao 100m?

(c) Giả sử bán kính trung bình của trái đất là 6370km (R) thì tổng các bậc

địa hình bề mặt trái đất nằm trên trục tung sẽ bằng bao nhiêu % R?

Có thể nói, hai đặc điểm địa hình nổi bật nhất trên đáy đại dương là hệ thống các trục sống núi với thung lũng địa hào kéo dài gần như liên tục qua tất cả các đại dương lớn trên thế giới và hệ thống các máng sâu (đặc biệt là ở TBD) Dọc theo trục sống núi (còn gọi là trục tách dãn), thạch quyển đại dương mới liên tục được hình thành và bị đẩy ra xa trục Sau đó, chúng sẽ lần luợt bị cuốn xuống dưới quyển mềm khi tiến tới gần vị trí các máng sâu do sức căng bề mặt trái đất bị níu nghiêng thành đới hút chìm

Nằm xen giữa trục sống núi và máng sâu là các bồn trầm tích bằng phẳng với sự nhô lên của những dãy núi ngầm đơn lẻ và nhiều dạng hình đồi núi và khối nâng khác, một số trong đó có đỉnh ngoi lên mặt nước tạo thành đảo Bao quanh các lục địa là thềm lục địa, được hình thành do qúa trình tích tụ dày của trầm tích Độ sâu phổ biến của thềm lục địa là 200m, đôi khi thấp hơn, nhưng chiều rộng của chúng thì không giống nhau, có nơi thì khá rộng, có nơi thì rất hẹp

Một đặc điểm tương đối quan trọng khác cần chú ý chính là độ sâu của các

đại dương và giá trị độ sâu trung bình của tất cả đại dương lớn thế giới được đề cập trong bảng 2.1 Hình 2.5 là sơ đồ mặt cắt địa chấn kéo dài từ phía nam ĐTD tới Nam Mỹ (tham khảo thêm hình 1.11), trên đó thể hiện đầy đủ các dạng địa hình chiếm diện tích lớn (xem bảng 2.1) Trong các mục tiếp theo, chúng tôi sẽ có

sự mô tả kỹ hơn từng yếu tố địa hình trên đáy đại dương, bắt đầu từ rìa lục địa

Bảng 2.1: Các thông số đặc trưng của đáy đại dương

Đại dương Thái Bình Dương Đại Tây Dương ấn Độ Dương Đại dương

thế giới Diện tích đại dương

của thềm và sườn lục địa

(so với tổng diện tích) 13.1 19.4 9.1 15.3

(so với tổng diện tích) 2.9 0.7 0.3 1.7

Hình 2.5: Mặt cắt bề mặt trái đất khu vực nằm giữa Nam Mỹ và Châu Phi

Hình phóng đại 100 lần theo chiều đứng

2.2 Rìa lục địa

Có hai kiểu rìa lục địa đã được xác định trước khi thuyết kiến tạo mảng ra

đời Đó là kiểu rìa Đại Tây Dương và rìa Thái Bình Dương

Các rìa lục địa kiểu ĐTD nhìn chung đều có phần thềm lục địa tương đối rộng và phần chân lục địa trải dài (hình 2.5 và bảng 2.1) Các hoạt động kiến tạo

ở đây xảy ra ít, do vậy chúng được gọi là rìa ổn định hoặc rìa thụ động Kiểu

rìa này thường xuất hiện khi xảy ra qúa trình phân tách lục địa và hình thành

đại dương mới Lục địa bị chia tách và đáy đại dương liền kề đều nằm trong cùng một mảng kiến tạo Những phần vỏ lục địa nếu bị tách rời độc lập sẽ hình thành

các tiểu lục địa Một số tiểu lục địa có thể nằm hoàn toàn dưới mực nước biển

(khi lớp vỏ lục địa bị mỏng hơn bình thường như các khu vực Rockall Bank và Seychelles Plateau), hoặc hình thành các khối đảo lớn như đảo Madagascar

Đặc trưng của rìa lụa địa kiểu TBD là sự thế chỗ của các máng sâu dưới chân sườn lục địa (hình 2.5) Kết qủa thống kê trong bảng 2.1 cho thấy, diện tích phần chân lục địa quanh TBD rất nhỏ trong khi diện tích các máng sâu lại rất

lớn và lớn hơn nhiều so với các đại dương khác Ngày nay, kiểu rìa này đã được

xác nhận và được gọi là rìa địa chấn hay rìa tích cực do sự xuất hiện thường

xuyên của các hoạt động địa chấn (ví dụ như động đất) Đây là kiểu rìa được hình thành bởi sự va chạm giữa mảng đại dương với mảng lục địa tại đới hút chìm, trong trường hợp này, lục địa và đáy đại dương liền kề thuộc hai mảng khác nhau Các rìa địa chấn xuất hiện vòng cung đảo được hình thành tại ranh giới giữa hai mảng đại dương – ví dụ điển hình sẽ được chúng tôi đề cập ở phần tiếp theo Rìa lục bao quanh AĐD chủ yếu thuộc kiểu rìa ĐTD, ngoại trừ khu vực máng sâu Java nằm ở phía đông bắc (hình 1.11 và 2.1)

2.2.1 Rìa lục địa ổn định

Kiểu rìa này phát triển do sự dãn căng của vỏ trái đất dẫn đến qúa trình phân tách lục địa và tích tụ trầm tích sau đó Mặt cắt qua một vùng rìa ổn định gần tương tự như trong hình 2.6 Theo đó, kiểu rìa này có hình thái một thung lũng nguyên sinh, trên mặt cắt ngang hình dạng của chúng được xác định nhờ tập hợp các đứt gẫy tạo ra sự sụt lún của lớp vỏ và sự che phủ của trầm tích hình thành nên đới thềm, sườn và chân lục địa Tất cả những dấu hiệu nhận biết trên mặc dù được xem là đặc điểm chung của kiểu rìa ổn định, nhưng vẫn có thể gặp những biến thể khác nhau ở từng khu vực khiến các loại rìa thuộc kiểu này không bao giờ giống nhau hoàn toàn nếu xét chi tiết

Hình 2.6: Mặt cắt ngang qua một vùng rìa lục địa ổn định được phóng

đại theo chiều đứng Các chi tiết của mặt cắt bề mặt sẽ được mô tả ở

hình 2.7 và phần bài viết liên quan

Câu hỏi 2.2 (a) Tại các vùng rìa ổn định vỏ lục địa mỏng hơn bình thường Vậy tại sao lớp vỏ này lại có thể bị lún xuống?

(b) Dựa vào hình 2.7, hãy xác định ranh giới tương đối giữa vỏ lục địa và vỏ

đại dương ?

Hình 2.6 cho thấy phần lớn các trầm tích cấu thành thềm lục địa đều nằm lại trên lớp vỏ lục địa bị dãn mỏng (tham khảo câu hỏi 2.2 (b)) Chiều rộng của thềm lục địa có thể đạt tới 1500km, địa hình bề mặt của chúng nhìn chung khá bằng phẳng với građien góc nghiêng trung bình là 0,10 (hình 2.7) Trên bề mặt thềm ở một vài nơi, có thể quan sát thấy những sóng cát nhấp nhô, đôi khi cao tới một vài m do ảnh hưởng của dòng chảy, nhưng đó chỉ là những dạng địa hình tạm thời

Độ sâu của thềm lục địa – tại vị trí thềm đổ – như trên hình 2.7 – là từ 20 – 500m, trung bình là khoảng 130m Chiều rộng của chúng dao động từ 20 – 100km, độ sâu phần chân sườn nằm trong khoảng 1,5 – 3,5km So với thềm lục

địa, sườn lục địa có građien độ dốc lớn hơn nhiều, trung bình khoảng 40 và là dạng địa hình ngầm dốc nhất trên đáy đại dương - nơi mà có độ nghiêng nhỏ hơn nhiều so với bề mặt đất Đối với các rìa lục địa trẻ mới hình thành, sườn lục địa gần như dựng đứng bởi góc dốc ban đầu bao giờ cũng khá lớn Ví dụ như sườn lục

địa trong vịnh California có độ dốc lớn hơn 200, đây là một vịnh trẻ mới được hình thành cách đây khoảng 4 triệu năm nên nó chưa bị tác động bởi các qúa trình xói mòn và trầm tích xảy ra ven rìa ĐTD suốt hơn 100 triệu năm qua

ở nhiều khu vực, chẳng hạn như vùng Western Approaches (nằm ở phía nam và tây của bán đảo nước Anh), bề mặt sườn lục địa bị chia cắt bởi các canhon ngầm Các canhon này đóng vai trò giống như các kênh dẫn trầm tích xuống vùng đáy sâu của đại dương Phần lớn các canhon có đỉnh nằm trên thềm lục địa và đa số trong chúng là cửa của các con sông lớn trên lục địa Nhìn chung các canhon đều có trắc diện ngang hình chữ V, trông gần giống như các thung lũng sông trên đất liền, song chúng được hình thành do hoạt động xói mòn của các dòng trầm tích bùn Đó là loại dòng chảy chứa nước và trầm tích xáo trộn với nhau, do vậy chúng có tỉ trọng nặng hơn nước biển nên có thể trượt trên bề mặt các sườn thoải với một vận tốc đủ lớn để có thể cào mòn thành các canhon

Khi các dòng bùn chạm tới chân của sườn lục địa, vận tốc của chúng bị suy giảm và bắt đầu chuyển sang qúa trình tích tụ tạo thành các nêm trầm tích - hình thành chân lục địa Độ dốc của dạng địa hình này nhỏ hơn nhiều so với sườn lục địa, trung bình là 10 Chiều rộng của chúng phụ thuộc vào chiều dài, cường độ hoạt động của các dòng bùn và năng lượng xói mòn của các dòng chảy trong hoàn lưu đại dương, cực đại có thể đạt tới 600km Đôi khi trên bề mặt chân lục địa vẫn quan sát thấy những rãnh nhỏ còn sót lại do các dòng bùn tiếp tục kéo lê tới vùng nước sâu đại dương (hình 2.7)

2.2.2 Rìa lục địa địa chấn và các cung đảo

Qúa trình hình thành của các rìa địa chấn bao giờ cũng liên quan đến hoạt

động của các máng sâu đại dương, nơi vỏ đại dương bị hút chìm xuống quyển mềm Vì vậy các rìa này được gọi là rìa phá hủy

Những vị trí thường phát triển các máng sâu là:

1 Tại các rìa lục địa có các dãy núi lửa nằm ven bờ, nơi thạch quyển đại dương chui xuống bên dưới lục địa

2 Tại các vòng cung đảo, nơi một mảng thạch quyển đại dương chui xuống bên dưới mảng đại dương khác

Dựa trên những kiến thức vừa được cung cấp, theo bạn điều gì có thể xảy ra khi dòng bùn mang trầm tích tới các rìa địa chấn và sườn lục địa tại các rìa địa chấn khác gì so với sườn lục địa tại các rìa ổn định?

Tại rìa địa chấn, trầm tích mà các dòng bùn vận chuyển ra vùng đáy sâu đại dương sẽ bị giữ lại trong các máng sâu nằm ở chân sườn lục địa Do vậy sườn lục

địa ở đây thường có địa hình dốc hơn so với sườn lục địa của rìa ổn định (điều này giải thích vì sao diện tích phần chân lục địa của TBD rất hẹp – xem bảng 2.1)

Điểm khác nhau này có thể quan sát rất rõ trên hệ thống máng sâu Peru - Chile, một đới hút chìm được hình thành do qúa trình hút chúi của mảng đại dương Nazca và một phần mảng Nam Cực xuống bên dưới bờ biển phía tây của Nam Mỹ (hình 2.1) kèm theo sự dâng trồi của dãy Andes nằm ven bờ Những biểu hiện đặc trưng cho qúa trình này là sự gia tăng của các hoạt động địa chấn, núi lửa và những biến đổi bất thường của địa hình theo trọng lực (ví dụ địa hình

âm là các máng sâu, địa hình dương là các vòng cung núi lửa) tạo nên đặc điểm riêng của kiểu rìa mảng phá hủy Hình 2.8 cho thấy máng sâu Peru- Chi lê là một hệ thống kéo dài không liên tục, theo một số nhà nghiên cứu, sự gián đoạn này là không bình thường, có thể nguyên nhân chính là do sự sụt lún sâu của một số đỉnh núi ngầm hoặc các dãy núi địa chấn nhỏ nằm gần đó (mục 2.5.2, 2.5.4)

Câu hỏi 2.3 Xét hình 2.8 và 2.9

(a) Chiều rộng thềm lục địa và hình thái sườn lục địa tại khu vực rìa địa chấn có đặc điểm như thế nào?

(b) Theo bạn sườn lục địa có phải là dạng địa hình dốc nhất so với các yếu tố

địa hình khác trên rìa ổn định hay không?

ở một vài trường hợp (ví dụ như mặt cắt 1 và 2 trên hình 2.9) sự khác nhau

về độ sâu và độ rộng của lòng máng có thể liên quan đến tốc độ hút chìm, chẳng hạn tốc độ hút chìm càng lớn thì lòng máng càng sâu và càng hẹp Ngoài ra, sự khác nhau của ba mặt cắt cũng có thể do những nguyên nhân khác

Vậy theo suy luận riêng của bạn, nguyên nhân nào có thể gây ra sự khác nhau giữa mặt cắt 2 và 3 trên hình 2.9?

Nhiều khả năng cường độ bồi lấp của các qúa trình trầm tích là nguyên nhân chính dẫn đến lòng máng phẳng và rộng trên mặt cắt 3 Nhưng một câu hỏi được đặt ra là tại sao những mặt cắt khác không có các đặc điểm tương tự trong khi tất cả các mặt cắt đều nằm ở những vị trí khá thuận lợi cho việc thu nhận trầm tích từ địa hình dương nằm trên như dãy Andes chẳng hạn?

Chưa có câu trả lời chính xác cho câu hỏi trên, nhưng rất có thể vấn đề này liên quan đến điều kiện khí hậu hiện tại:

Vùng sa mạc Atacama thuộc phần phía bắc của Chile là nơi có lượng mưa trung bình hàng năm nhỏ hơn 0.01m, vì vậy khối lượng trầm tích mang ra đại dương hầu như không đáng kể, độ sâu của vùng lòng máng trên mặt cắt 2 chỉ xấp xỉ khoảng 8 km Nếu càng tiến về phía nam lượng mưa trung bình hàng năm sẽ càng tăng và tăng tới 4m nên lượng trầm tích được mang tới và đổ dồn